2012, Vol. 28
中亚造山带是一条古生代形成的增生型造山带(Sengör et al., 1993；Sengör and Natal'in, 1996；Jahn et al., 2000；李锦轶, 2004；潘桂棠等, 2009), 许多研究者认为华北北部古亚洲洋的最终封闭是通过古亚洲洋板块向华北板块之下消减来实现的(Tang, 1990；唐克东, 1992；何国琦等, 1994；潘桂棠等, 2009)。阿拉善变质地块位于华北克拉通的西北缘, 紧邻北侧的中亚造山带。由于其特殊的构造位置, 对于它的归属一直存在不同认识, 这些不同的认识各自基于不同的大地构造观点。基于传统大地构造观存在两种认识, 一种观点认为整个阿拉善地区具有地槽特征, 不能与华北地台类比, 应属于天山-内蒙地槽系的一部分(史美良, 1987)。另一观点认为阿拉善地块是华北地台的次级构造单元, 称为阿拉善台隆(任纪舜等, 1980), 台隆受两侧地槽活动带的影响, 构造演化明显有别于华北地台(周良仁和于浦生, 1989)。
按板块构造观点也存在两种不同认识, 一种认为阿拉善地块是介于华北地块与塔里木地块之间较小型的稳定地块, 块体南北缘在早古生代分别构成活动大陆边缘, 早古生代末期南北活动带向块体之下俯冲并与阿拉善地块拼接在一起(郑昭昌和朱鸿, 1986)。另一种观点则认为, 阿拉善地块是华北古陆的西延部分, 华北板块北部在古生代开始裂解, 于晚古生代转化为活动大陆边缘, 地块北部雅布赖-巴音诺尔公一带为具陆壳基地的陆缘弧；晚二叠世末-早三叠世塔里木板块向华北板块之下俯冲并拼接在一起(王廷印等, 1994)。基于断块构造观点的研究者认为, 阿拉善断块是晋宁期从华北古老陆块上分离出来的古老陆块, 周围是形成稍晚的断褶带(杨振德等, 1988)。按超大陆的观点, 有人提出阿拉善地块、塔里木地块、柴达木地块具有新元古代早期形成的统一基底, 在震旦纪-早古生代期间与扬子、华南同属于东冈瓦纳超级大陆的一部分, 现今分离的陆块实际上是新生代构造变形肢解的“西域克拉通”(葛肖虹和刘俊来, 2000；葛肖虹等, 2009)。这些认识主要考虑了古生代的火山-沉积组合和区域构造分析对比, 但对变质基底对古生代事件的响应重视不够。
笔者近几年在阿拉善地区的研究中, 在古老的变质基底中识别出了古生代岩浆作用和变质作用的记录, 并对其进行了同位素年代学的研究。这些古生代的岩浆事件和变质事件对认识阿拉善变质基底在古生代的演化、变质基底在古生代阶段的构造属性具有较重要的作用。本文重点介绍阿拉善变质基底中记录的古生代岩浆事件。
2 区域地质背景内蒙古自治区阿拉善盟东自磴口西至雅布赖山分布一套中高级变质岩系, 曾将其统称为阿拉善群(宁夏回族自治区区域地层表编写组, 1978), 时代归为太古宙。霍福臣等(1987)对阿拉善群进行了重新厘定, 划分为中太古代的叠布斯格群、新太古代的阿拉善群和古元古代的阿拉坦敖包群。陈志勇等(2004)根据与内蒙古其它地区前寒武纪岩系的对比, 把该区的变质岩系划分为中太古代乌拉山岩群、新太古代色尔腾山岩群以及中元古代的渣尔泰山群和白云鄂博群。笔者等根据岩石组合特征、变质变形特点和同位素年代学资料等将该区变质岩系划分为新太古代的叠布斯格岩群、古元古代的巴彦乌拉山岩组和古-中元古代的阿拉善岩群以及主体为古元古代的波罗斯坦庙深成片麻岩和主体为新元古代的毕及格台深成片麻岩(耿元生等, 2006a, 2007)。以巴彦乌拉山东侧断裂为界, 以东主要为叠布斯格岩群和波罗斯坦庙片麻杂岩, 以西主要为巴彦乌拉山岩组、阿拉善岩群和毕及格台片麻杂岩(图 1)。通过研究在原划分变质基底中发现了已变形的古生代岩浆杂岩, 单个岩体规模较小(多小于1km2, 因此在图 1中难以表示, 但其年龄已标于图中), 多沿区域片理分布, 从东到西均有(图 1)。这些古生代的岩浆岩成分复杂, 辉长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩不同成分的岩浆岩都存在。它们多数已经过较强的变形, 呈片麻状。这也是前人将其归入变质基底的主要原因。
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图 1 阿拉善地区地质略图 1-中-新生界；2-中元古代巴音西别组；3-古元古-中元古代阿拉善岩群；4-古元古代巴彦乌拉山岩组；5-新太古代叠布斯格岩群；6-波罗斯坦庙花岗质片麻岩杂岩；7-毕及尔台花岗闪长质片麻岩杂岩；8-加里东期花岗岩；9-海西-印支期花岗岩；10-断层；11-边界断层；12-推测断层；13-采样点和年龄结果 Fig. 1 Geological sketch map of the Alax area 1-Meso-Cenozoic; 2-Mesoproterozoic Bayinxibie Formation; 3-Paleo-and Mesoproterozoic Alax Group; 4-Paleoproterozoic Bayan Ul Formation; 5-Neoarchean Diebusige Group; 6-Boluositanmiao tonalitic-granitic gneissic complex; 7-Biji'ertai granodioritic gneissic complex; 8-Caledonia granite; 9-Hercynian-Indosinian granite; 10-fault; 11-boundary fault; 12-inferred fault; 13-sampling location and age result |
在阿拉善变质基底的变质岩系中, 一些老锆石受到了古生代岩浆构造热事件的影响, 产生了古生代的增生边(耿元生等, 2007)。该变质岩系中是否同河北隆化等地那样, 在原划分的古老变质岩石中存在晚古生代的岩浆岩(张拴宏等, 2004；王惠初等, 2007；Ni et al., 2006)？为此, 我们开展了相关的调查和研究。在包罗项乌拉沟、红格尔玉林南和毕及格台等地陆续发现了变形的古生代-早中生代的岩浆岩。
样品AL0705-1采自阿拉善左旗巴彦洪格日苏木北东, 地理坐标为北纬40°29.438′, 东经105°55.443′。该点出露的主要是闪长质片麻岩和黑云变粒岩, 后者呈条带状或团块状, 包裹于闪长质片麻岩中。原1:20万地质图上(宁夏计委地质局区域地质测量队，1975①) 采样点附近都称为阿拉善群的波罗斯坦庙组。由于该点的黑云变粒岩呈包体赋存于闪长质片麻岩中, 因此我们认为闪长质片麻岩属于岩浆成因。闪长质片麻岩主要由角闪石(65%左右) 和斜长石(30%左右) 组成, 含少量的黑云母。暗色矿物大致定向, 构成弱的片麻状构造。
① 宁夏计委地质局区域地质测量队.1975. 1:20万庆格勒幅区域地质调查报告
样品AL0709-1采自巴彦洪格日苏木北东的包罗项乌拉沟中, 地理坐标为北纬40°26.283′, 东经105°51.600′。该点出露的主要是不同类型的闪长质片麻岩, 有暗色矿物含量较多的闪长质片麻岩, 有含石榴石的英云闪长质片麻岩还有浅粉色的花岗闪长质片麻岩, 它们之间呈渐变过渡关系。用于定年的样品是含石榴石的英云闪长质片麻岩。其主要由斜长石(50%±)、石英(25%±)、角闪石(10%±)、黑云母(5%~10%)、石榴石(＜5%) 和少量的微斜长石等组成。暗色矿物定向排列构成较明显的片麻状构造。
样品AL0718-1采自洪格尔玉林南, 地理坐标为北纬40°13.880′, 东经105°29.977′, 该点出露的主要是片麻状的英云闪长岩。英云闪长岩主要由斜长石、石英、角闪石、黑云母组成, 副矿物主要有磁铁矿、榍石、锆石、磷灰石等。岩石中的暗色矿物有较弱的定向, 变形较弱。在片麻状英云闪长岩中有较多的黑云变粒岩的包体, 其形态各异, 有的呈长条状, 有的呈团块状(图 2a), 不同包体中的片麻理方向不一致, 表明这些包体经过了变位移动, 表明片麻状英云闪长岩是岩浆成因的, 形成要晚于所包裹的黑云变粒岩。
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图 2 样品的野外照片 (a)-AL0718点弱片麻状花岗闪长岩外貌及其中的包体；(b)-AL0822点的二长花岗岩外貌；(c)-AL0805点花岗闪长质片麻岩被基性岩脉(铁锤处) 切割；(d)-AL0805点不规则花岗岩脉侵入到花岗闪长质片麻岩中；(e)-AL0810点闪长质片麻岩中透镜状变粒岩的包体；(f)-AL0810点闪长质片麻岩中变粒岩和角闪石岩的包体 Fig. 2 Photographis in the outcrops of Paleozoic granitoids in Alax area (a)-gneissic tonalite (AL0718) showing enclaves of the biotite leptite in the tonalite; (b)-outcrop of monzogranite (AL0822) showing mafic enclaves inside the monzogranite; (c)-granodioritic gneiss (AL0805) intruded by mafic vein; (d)-pegmatite and granite veins intrud into granodioritic gneiss (AL0805); (e)-outcrop of dioritic gneiss (AL0810) showing a lenticular enclave of leptite; (f)-dioritic gneiss (AL0810) showing inclaves of leptite and hornblendite |
样品AL0822-1和AL0822-3均采自德尔和通特道班西南沟内, 采样点的地理坐标为北纬40°06.523′, 东经105°30.820′。在采样点及附近出露一套片麻岩, 前人曾将其划归阿拉善岩群的布达尔干组(宁夏计委地质局区域地质测量队, 1975), 并认为原岩为火山岩。这套弱片麻状粗粒花岗闪长岩成分较单一, 变形较弱, 以弱片麻状和块状构造为主。其中有较多的基性岩、黑云变粒岩、石榴角闪片麻岩的包体(图 2b)。
AL0822-1号样品为条痕状黑云斜长片麻岩, 曾称为少眼球状二长片麻岩并认为原岩为酸性火山岩。在这套片麻岩中见有条带状、不规则状的片麻岩和变粒岩的包体(图 2b), 因此我们认为其原岩不是火山岩, 而是变形的花岗岩体。该样品为花岗变晶结构, 片麻状构造和条痕状构造, 主要由斜长石、石英、黑云母组成, 含有一定量的条纹长石和少量的白云母。AL0822-3号样品为少眼球的片麻状花岗岩, 岩石具中粒花岗变晶结构, 弱片麻状构造和块状构造。主要由斜长石、钾长石、石英和黑云母组成。钾长石有时粒度加大成为斑晶, 粒度在1cm左右, 经过变形在钾长石斑晶的两端形成拖尾, 成为眼球状片麻岩。在少眼球的片麻状花岗岩中可以见到条带状或不规则状的片麻岩和变粒岩的包体, 因此其原岩不应是布达尔干组的火山岩, 而应是晚期的花岗岩。
AL0805-1和AL0805-4号样品采自阿拉善地块西部毕及尔台山南部, 地理坐标为北纬40°23.652′, 东经104°27.516′。在采样点近300米的范围内从南向北依次出露有片麻状闪长岩、花岗闪长质片麻岩、细粒黑云母花岗岩、黑云变粒岩、辉长岩、黑云变粒岩和闪长质片麻岩, 显示出岩浆杂岩包裹残留表壳岩的特点。这些岩石又被伟晶岩脉(图 2d)
和基性岩脉所切割(图 2c)。用于定年的AL0805-1号样品为花岗闪长质片麻岩, 块状-弱片麻状构造, 粒状变晶结构。主要由斜长石(50%±)、条纹长石(10%±)、石英(20%±) 和黑云母(15%~20%) 组成, 副矿物有磁铁矿、榍石、磷灰石和锆石等。AL0805-4号样品野外定名为闪长质片麻岩, 与前一样品的差别是该样品中的暗色矿物含量增加, 但化学分析表明这两个样品的化学组成基本一致, AL0805-1和AL0805-4号样的SiO2含量分别为, 71.41%和70.23%, MgO的含量分别为0.78%和0.98%, Na2O的含量分别为3.47%和3.32%, K2O的含量分别为3.29和2.98%。常量元素的特征表明这两个样品都属于花岗闪长岩。只是AL0805-4号样的暗色矿物含量略高于AL0805-1号样品。
AL0810-1和AL0810-2号样品采自阿拉腾敖包西北甘得勒南, 地理坐标为北纬40°25.378′, 东经104°22.082′。采样点附近从北向南依次出露有闪长质片麻岩、片麻状花岗岩和黑云斜长片麻岩。在闪长质片麻岩中有透镜状的黑云变粒岩的包体(图 2e) 和角闪石岩的团块(图 2f), 在片麻状花岗岩中有黑云斜长片麻岩的包体。野外关系表明, 黑云斜长片麻岩和黑云变粒岩是较早的基底岩石, 而大面积出露的闪长质片麻岩和花岗质片麻岩主要是后期岩浆岩变形的产物。AL0810-1号样品岩性为粗粒闪长质片麻岩, AL0810-2号样品为中粒闪长质片麻岩。它们的矿物组成基本一样, 主要由角闪石、黑云母、斜长石、石英、条纹长石等组成, 暗色矿物定向分布, 构成较明显的片麻理。
4 分析测试方法锆石定年工作分别在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心(AL0718-1)、中国地质大学(北京) 地学实验中心元素地球化学实验室(AL0805-1, AL0805-4, AL0810-1, AL0810-2, AL0822-1, AL0822-3) 和中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室(AL0705-1, AL0709-1, AL0710-1) 完成。各实验室的测试方法和条件如下。
中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心使用的是SHRIMPⅡ型离子探针, 仪器条件和参数采集、数据处理按Williams (1998)、宋彪等(2002)描述的方法和程序进行。测试过程中仪器质量分辨率约为4800~5700 (1%峰高), 一次离子流O2-的强度为5~6nA, 一次离子流束斑大小约为25~30μm, 数据通过5次循环收集。标准锆石SL13(标准值为U=238×10-6, t=572Ma) 用于校正U含量, 标准锆石TEM (标准值为t=417Ma) 用于校正年龄, 每分析3个样品锆石测点进行一次标样TEM测定, 对标样锆石TEM的U/Pb比值分析偏差为0.8~2.3% (1σ)。
中国地质大学(北京) 地学实验中心元素地球化学实验室所用的ICP-MS为Agilient公司最新一代带有Shield Torch的Agilient 7500a型质谱仪, 辅助气为Ar, 流速1.13L/min, RF功率为1350W, 元素积分时间U、Th、Pb为20ms, 其他元素为15ms。采用的激光剥蚀系统为美国New Wave科技有限公司的UP 193 SS型激光器, 激光波长193nm。载气为He流速0.7L/min, 束斑直径25μm, 激光频率10Hz, 预剥蚀时间5sec, 剥蚀时间45sec。数据处理采用Glitter 4.4软件, 普通铅校正依据Anderson (2002)方法。年龄计算时以标准锆石91500为外标进行同位素比值校正, TEM为监控盲样。
中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室采用Thermo Fisher公司制造的多接收器电感耦合等离子体质谱仪, 与等离子体质谱仪配套的进样设备激光器为美国ESI公司生产的UP193-FX ArF准分子激光器, 激光波长193nm, 脉冲宽度5ns, 束斑直径25μm。采用TEMORA和GJ-1作为外部锆石年龄标准进行U、Pb同位素分馏校正(Black, et al., 2003；Jackson et al., 2004)。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2009) 和Isoplot程序(Ludwig, 2003) 进行, 采用208Pb校正法对普通铅进行校正(Anderson, 2002)。利用NIST612玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量。具体的实验条件和相关参数见李怀坤等(2010)文献。
阴极发光图像(Cathodoluminescence, 以下简称CL) 在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心的扫描电镜上完成。
5 年龄测定结果AL0705-1号样品中的锆石粒度较粗, 分选出的锆石多为碎裂的部分晶体, 这些不完整的晶体多大于100μm。锆石通常内部无明显的环带, 有的颗粒内部由于发光程度不同显示斑杂状结构或较宽的条带状结构(图 3a), 与SHRIMP的TEM锆石标样具有相似性, 显示出典型的闪长岩或辉长岩的锆石特征(简平等, 2003, 2004；周剑雄和陈振宇, 2007)。对该样品测定了25个点, 除一个点的Th/U比值为0.46之外, 其他24个点的Th/U比值均在0.70到1.14之间(表 1), 表明锆石主要是岩浆成因的。年龄分析结果除一个点误差较大(表 1中该样品的2号分析点) 外, 其它24个分析点在U-Pb同位素的谐和图上基本落在谐和线上(图 4a), 24个分析点的206Pb/238U的加权平均年龄为270±2Ma, 可代表闪长质片麻岩原岩的形成时代。
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图 3 阿拉善地区晚古生代花岗岩中锆石的阴极发光图象 Fig. 3 CL images of zircons from granitoids in Alax area (ages in the figure are 206Pb/238U age) |
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表 1 阿拉善地区古生代花岗岩类锆石的LA-ICPMS U-Pb同位素测定结果 Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results for gneissic granites |
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图 4 阿拉善地区晚古生代花岗岩锆石207Pb/235U-206Pb/238U谐和图 Fig. 4 U-Pb concordia diagram of zircons from granitoids in Alax area (LA ICP-MS) |
AL0709-1号样品中的锆石多为长柱状, 长宽比一般为2:1~3:1, 最大可达4:1。CL图象显示, 长宽比小于3的锆石内部有较明显的环带, 但环带并不密集(图 3b)。而长宽比大于3的锆石颗粒, 锥体多已被破坏, 内部显示出带状环带(图 3b中的b和e)。这两种特征均表明锆石是岩浆成因的。该样品分析了30个点, 只有5号点的Th/U比值为0.0875, 其他分析点的Th/U比值均大于0.4421, 表明锆石主要是岩浆成因的。在所分析的30个点中, 24号分析点的207Pb/206Pb的表面年龄为2529±19Ma, 且207Pb/206Pb年龄> 207Pb/235U年龄> 206Pb/238U年龄, 表明有放射性成因铅的丢失(沈渭洲等, 2000；耿元生等, 2006b), 与其他锆石几乎没有放射性成因铅的丢失明显不同, 属于继承锆石。去掉继承锆石的24号分析点, 其他29个分析点基本位于谐和线上(图 4b), 29个分析点的206Pb/238U的加权平均年龄为276±2Ma, 可代表英云闪长质片麻岩原岩的形成时代。
AL0718-1号样品中的锆石多为短柱状, 长宽比多为2:1~3:1, 锥面和柱面均较发育。在阴极发光下均显示出明显的环带状构造, 环带不很密集, 在柱面较紧密, 在锥面环带较宽(图 3c), 显示出岩浆锆石的特点。共进行了13个锆石颗粒的SHRIMP U-Pb测定, 由于锆石具有明显环带结构, 没有后期增生特点, 所以, 所有测点均位于锆石颗粒的中部。分析结果列于表 2之中。锆石的Th含量为105×10-6~478×10-6, U含量从336×10-6到1173×10-6, Th/U比值界于0.29到0.61之间, 都大于0.1, 显示出岩浆成因的特点。13个测点的206Pb/238U的表面年龄比较集中, 在253Ma到282Ma区间。在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上, 所有分析点均位于谐和线上或附近, 去掉偏离主锆石群的3个分析点, 其余10个点在谐和图上形成密集的群(图 5中红色分析点), 它们206Pb/238U的加权平均年龄为269±2Ma, MSWD=0.49。根据岩石组构、锆石环带和Th/U比值大于0.1的特点, 可以认为269Ma代表了锆石的结晶年龄, 也就是弱片麻状英云闪长岩的形成年龄。
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表 2 AL0718-1号样品的锆石SHRIMP U-Pb同位素分析结果 Table 2 Zircon SHRIMP U-Pb dating results for gneissic tonalite (sample AL0718-1) |
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图 5 AL0718-1号样品锆石207Pb/235U-206Pb/238U谐和图 Fig. 5 U-Pb concordia diagram of zircons from granodioritic (sample AL0718-1) |
AL0822-1号样品中的锆石以短柱状为主, 长宽比多为2:1, 长150~200μm, 柱面较发育, 锥面较差。在阴极发光下, 绝大多数锆石具有明显的岩浆振荡环带, 有的颗粒内部环带不发育, 边部环带发育, 个别颗粒内部为杉树形环带(图 3d), 总体显示出岩浆成因的特点。对该样品中25粒锆石进行了25个点的分析, 其结果如表 1和图 4c所示。锆石的U含量介于63.81×10-6~872×10-6之间, Th含量介于26.72×10-6~864. 0×10-6之间, Th/U比值介于0.09~1.22之间, 表明他们主要是岩浆成因的。所分析的点在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上基本位于谐和线上, 扣除稍偏离锆石主群的三个点(3, 8和12号测点), 其余22个点的206Pb/238U加权平均年龄为276.3±2.4Ma, MSWD=3.5。这一年龄结果可以代表黑云斜长片麻岩原岩的形成时代。
AL0822-3样品的锆石以短柱状为主, 长宽比2:1, 个别颗粒较长, 长宽比达5:1, 柱面较发育, 锥面常呈平顶状(图 3e)。在阴极发光下有较明显的振荡环带, 但在内部环带通常不发育, 而边部环带发育, 环带条纹细且密, 部分锆石内部具有不规则的结构(图 3e)。该样品25个分析点的U含量介于18.57×10-6~642.4×10-6之间, Th含量介于10.73×10-6~598.5×10-6之间, Th/U比值界于0.09和1.25之间, 除24号点外, 其它24个分析点的Th/U比值明显大于0.1 (表 1), 表明它们是岩浆成因的。在锆石207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上, 所有的点基本位于谐和线上(图 4d), 扣除稍偏离锆石主群的一个点(15号测点), 其余24个点的206Pb/238U加权平均年龄为287±3Ma, MSWD=2.6。这一年龄结果可以代表少眼球的片麻状花岗岩的形成时代。
AL0805-1号样品中的锆石以柱状为主, 长宽比通常为2:1到3:1, 柱面发育, 锥面多不对称, 一侧锥面较长, 一侧相对较短(图 3f)。阴极发光下锆石都具有清晰的振荡环带结构, 环带较密集, 显示出岩浆成因的特点。个别颗粒发育有同样具有环带的内核, 其内部环带被外围的环带所截切(图 3f中12.1点), 表明继承的核部和条带发育的外部均为岩浆成因。对该样品进行了25个点的分析, 所分析点的U含量介于58.90×10-6~659.3×10-6之间, Th含量介于1.53×10-6~4.31×10-6之间, 由于该样品中锆石的Th含量非常低, 所以Th/U比值也很低, 界于0.02至0.04之间。一般认为, 锆石的Th/U比值小于0.1通常属于变质锆石(Harcker et al., 1998；Robb et al., 1999), 但该样品锆石都具有清晰的环带结构, 结合岩石具有岩浆岩特征, 所以我们仍认为样品中的锆石是岩浆成因的。至于该样品锆石为什么Th的含量非常低, 目前尚不清楚。在所分析的25个点中11号点有明显的铅丢失, 其207Pb/206Pb表面年龄为2679±38Ma属于继承锆石(表 1)。12号点位于继承锆石的核部, 其206Pb/238U表面年龄为381±5Ma, 也属于继承性锆石(表 1、图 4e)。21号点分析误差较大, 也没有参加计算。其余22个点在谐和图上基本位于谐和线上(图 4e), 它们的206Pb/238U加权平均年龄为284±3Ma, MSWD=3.2。这一年龄结果可以代表花岗闪长质片麻岩原岩的形成时代。
AL0805-4号样品中的锆石与前述AL0709-1号样品中的锆石类似, 多为长柱状, 长宽比通常为3:1, 最大可达5:1。其中长宽比较小的锆石都具有振荡环带结构, 但是环带宽窄分布不均匀(图 3g)。而长宽比大的锆石则具有条带状结构(图 3g中的15号点和17号点)。这两种锆石的U和Pb的同位素组成及年龄都是一致的, Th/Ub比值都大于0.25, 表明锆石是岩浆成因的。该样品分析了25个点, 其中19号点的206Pb/238U和207Pb/206Pb表面年龄分别为1428±15Ma和1696±48Ma；20号点的206Pb/238U和207Pb/206Pb表面年龄分别为626±7Ma和870±77Ma；8号点的206Pb/238U和207Pb/206Pb表面年龄分别为291±4Ma和719±44Ma。这三个点的年龄明显老于其它锆石(表 1), 都应属于继承锆石, 8号点可能是打在继承核与岩浆增生边的过度部位, 因此其206Pb/238U表面年龄接近该样品的锆石结晶年龄。另外5号点虽然谐和, 三组年龄均为303Ma, 但是偏离该样品锆石的主群, 因此在年龄计算中也未采用。其余21个分析点的U含量介于148.1×10-6到755.9×10-6之间, Th含量介于73.42×10-6到325.4×10-6之间, Th/U比值介于0.2497到0.4734之间, 表明它们都是岩浆成因的。用于年龄计算的21个点在谐和图上基本位于谐和线上(图 4f), 它们的206Pb/238U加权平均年龄为289±3Ma, MSWD=4.7。这一年龄结果代表了该样品岩浆锆石的结晶时代, 同时也是花岗闪长质(闪长质) 片麻岩原岩的形成时代。
AL0810-1号样品中的锆石多为短柱状, 长宽比通常在2:1到3:1, 长宽比较小的锆石颗粒的锥体不发育, 内部环带较宽。长宽比较大的颗粒锥体相对发育, 内部环带相对密集(图 3h), 个别颗粒内部核的环带被外部的环带所截切(图 3h中的11号点), 似乎内部和外部是不同阶段岩浆结晶的产物。该样品共进行了25个点的分析, 其中11号点位于被外围环带截切的核部, 该点的三组年龄接近, 没有明显的铅丢失, 其206Pb/238U年龄为309±4 Ma, 比其它分析点的年龄老, 与其位于核部相符, 应属于继承锆石。其它24个分析的U含量介于125.4×10-6到924.0×10-6之间, Th含量介于36.77×10-6到430.4×10-6之间, Th/U比值介于0.268到1.064之间(表 1), 表明它们都是岩浆成因的。这24个点在谐和图上基本位于谐和线上(图 4g), 它们的206Pb/238U加权平均年龄为276±2Ma, MSWD=2.7。这一年龄结果代表了该样品岩浆锆石的结晶时代, 同时也是闪长质片麻岩原岩的形成时代。
AL0810-2号样品中的多数锆石与AL0810-1号样品中的锆石在形态上和内部结构上相似, 多为长柱状, 在阴级发光下显示出较明显的振荡环带(图 3i)。还有少数锆石颗粒呈短柱状, 内部也发育有较明显的振荡环带, 表明它们是岩浆成因的。该样品在26粒锆石上分析了26个点(结果见表 1), 其中的9.1号点的206Pb/238U年龄为299Ma, 偏离主群, 在计算中没有采用。其他25个分析点基本在谐和线上或附近(图 4h)。这25个点的206Pb/238U加权平均年龄为279±2Ma, MSWD=1.9。这一年龄结果可以代表闪长质片麻岩的原岩-闪长岩的形成时代。
6 讨论 6.1 阿拉善地区早二叠世花岗岩的区域地质意义在中亚造山带中古生代花岗岩大量分布, 从哈萨克斯坦-俄罗斯阿尔泰(Vladimirov et al., 2001) 经中国阿尔泰(王涛等, 2010) 到蒙古阿尔泰(Kozakov et al., 2007), 从哈萨克斯坦的南天山(Konopelko et al., 2007) 到中国的准噶尔(韩宝福等, 2006)、东天山(周涛发等, 2010) 都有广泛的分布。王涛等(2010)、童英等(2010)分别对我国阿尔泰地区和准噶尔-天山地区古生代的花岗岩进行了总结, 提出早二叠世的花岗岩主要是I-A型的, 形成于后造山的伸展阶段。在中亚造山带内, 早二叠世不仅是一期重要的花岗岩岩浆活动时期, 同时也是一期重要的金矿成矿期(Zhang et al., 2003；Yang et al., 2009)。
以往认为, 古生代的花岗岩仅广泛分布于中亚造山带内, 在其南侧的华北克拉通、北山和阿拉善等变质地块中鲜有出露。但近年的研究不仅在北山变质地块中发现了晚石炭-早二叠世的花岗岩(童英等, 2010), 在华北克拉通北缘以及中亚造山带内老地块的变质基底中陆续发现了晚古生代的花岗岩、辉长岩等岩浆岩(张拴宏等, 2004；贺锋等, 2004；Zhang et al., 2007, 2009；王惠初等, 2007；Zhao et al., 2007；曾俊杰等, 2008；罗红玲等2009, 王芳等, 2009)；除这些花岗岩类之外, 还发现有早二叠世的双峰式火山岩(Zhang et al., 2008)。张拴宏等(2010)对华北克拉通北缘古生代的岩浆活动进行了总结, 提出晚石炭-早二叠世(308~276Ma) 期间的岩浆岩产生于安第斯型活动大陆边缘。而Zhang et al.(2008)则根据同时代的双峰式火山岩, 认为它们形成于后碰撞的拉伸环境。
阿拉善变质地块分布在北山变质地块和华北克拉通的中间部位。该区以往划分出许多中生代的花岗岩, 如尚丹花岗岩、得力记黑云母花岗岩和阿尔格林台花岗岩等。尽管在克布勒花岗闪长岩、呼和玉珠勒石英闪长岩中曾获得过276Ma和289Ma的黑云母K-Ar法年龄结果(杨振德等, 1988), 但由于K-Ar法存在Ar丢失的问题, 其形成时代还需要进一步研究。本次研究在阿拉善地区从东到西都发现有早二叠世的花岗岩。尽管单个岩体的规模小, 呈岩株、岩枝状, 但分布较广泛(图 1)。该区早二叠世花岗岩的确定, 表明阿拉善变质基底与华北克拉通北缘的变质基底一样, 在古生代晚期受到中亚造山带的强烈影响, 产生了分布广泛、不同成分的花岗岩。
6.2 早二叠世岩浆作用对基底变质岩的影响和改造前已述及, 在研究区内早二叠世的花岗岩多为小岩株、小岩枝状, 单个岩体的出露面积小。由于岩体体积小对围岩产生的热影响相对要小。这期岩浆作用是否影响到了阿拉善基底的变质岩系是本节讨论的问题。
笔者等为研究阿拉善地区变质岩系变质作用的时代, 曾从不同的变质岩组的不同类型的变质岩中挑选出黑云母、角闪石等变质矿物进行矿物39Ar-40Ar年龄测定。但出乎我们意料的是, 在所分析的10余个样品中只有采自叠布斯格岩群下部的含辉斜长角闪岩中角闪石的39Ar-40Ar阶段升温的坪年龄为1918Ma, 与该区锆石记录的1926Ma的变质事件的时间是一致的(耿元生等, 2010)。但其它样品得到的39Ar-40Ar坪年龄都在古生代-早中生代期间(耿元生等, 2003①)。例如, 采自扫格特沟德尔和通特组黑云斜长角闪岩(AL69) 中角闪石39Ar-40Ar阶段升温的坪年龄为288±0.36Ma (图 6a)；采自三个井附近德尔和通特组细粒斜长角闪岩(AL83) 中角闪石的39Ar-40Ar阶段升温的坪年龄为277.71±0.32Ma (图 6b)。当时我们对于这些变质矿物获得古生代的年龄结果甚为不解。岩相学并未揭示这些岩石经历了多期的变质改造, 那么这些古生代的年龄数据是由于Ar的丢失造成的还是反映了什么地质事件？后来我们在对巴彦乌拉山岩组中的(绢云) 白云母长英片岩中的锆石进行了SHRIMP U-Pb分析时, 除了获得古元古代的年龄数据之外, 还获得了446±10Ma和281±10Ma两组古生代的年龄信息(耿元生等, 2007)。这时, 我们意识到古生代的年龄数据应代表一定的地质事件, 但事件的性质尚不清楚。
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图 6 AL69 (a) 和AL83 (b) 样品中角闪石的40Ar/39Ar坪年龄 Fig. 6 The 39Ar/40Ar plateau ages of the hornblende from the sample AL69 (a) and AL83 (b) |
① 耿元生, 沈其韩, 王新社, 吴春明. 2003.中国西北地区若干重点前寒武纪区构造-岩石-地层单元的划分对比及年代格架研究
本次研究在阿拉善地区获得了大量的早二叠世花岗岩的年龄数据, 可以使我们对这期岩浆热事件的影响有更深刻的认识。这期岩浆热事件不仅形成了众多的小型花岗岩体, 同时也对变质基底产生了明显的改造和影响。本次研究对基底片麻岩进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb分析, 样品采自庆格勒图的巴音毛道(地理坐标为北纬40°27.944′, 东经105°42.967′), 样品岩性为黑云斜长片麻岩, 原划分为查干陶勒盖组, 笔者等曾将这套片麻岩称为波罗斯坦庙英云闪长质-花岗质片麻岩杂岩, 时代主体为古元古代(耿元生等, 2006)。用于测年的黑云斜长片麻岩主要由黑云母、斜长石和石英组成, 含少量的角闪石。样品中的锆石多具有核边结构(图 7), 对35粒锆石进行了51个点的分析(表 3)。在核部获得的207Pb/206Pb年龄从2487Ma到1786Ma, 并且主要集中在1830~1870Ma区间。这些老的核部都有不同程度的铅丢失, 在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图上除了3个点显示出更老的年龄信息外, 其他17个分析点构成一条一致线, 其与不谐和线的上交点年龄为1892±24Ma (图 8), 代表黑云斜长片麻岩原岩的形成时代。老锆石边部的生长边和部分新生长的锆石206Pb/238U年龄明显分成两组, 一组由8个点组成, 基本位于谐和线上, 其206Pb/238U加权平均年龄为438.7±3.5Ma。另一组由19个分析点组成, 基本位于谐和线上, 其206Pb/238U加权平均年龄为285.5±2.1Ma (图 8)。在古老片麻岩中以上两组年龄的获得表明, 阿拉善变质基底受到了古生代热事件的强烈改造, 其中早二叠世的改造更为强烈。值得注意的是, 早二叠世的新生锆石不仅出现在老锆石的边部(图 7中b, c, f, j, r, s), 同时也形成了部分具有明显岩浆环带的锆石颗粒(图 7中a, g, h, l), 它们应是同一次岩浆热事件形成的。这些早二叠世的新生锆石的年龄与前述早二叠世的花岗岩的形成时代一致, 应是早二叠世岩浆热事件对基底片麻岩改造的产物。在基底片麻岩中产生了早二叠世的新生锆石, 表明这次岩浆热事件对部分基底的影响达到了锆石U-Pb的封闭温度, 约750℃左右(Dodson, 1973)。
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图 7 黑云斜长片麻岩(AL0710-1) 中锆石的阴极发光图像(图中前边的数字为年龄, 括号内为分析点号) Fig. 7 CL images of zircons from biotite-plagioclase gneiss (AL0710-1) from metamorphic basement |
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表 3 阿拉善变质基底中黑云斜长片麻岩锆石的LA-ICPMS U-Pb同位素测定结果 Table 3 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results for biotite-plagioclase gneiss from metamorphic basement |
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图 8 黑云斜长片麻岩锆石207Pb/235U-206Pb/238U谐和图 Fig. 8 U-Pb concordia diagram of zircons from biotite-plagioclase gneiss (AL0710-1) |
在德尔和通特组斜长角闪岩中, 角闪石的阶段升温坪年龄为288Ma和277Ma, 与此次岩浆事件的年龄一致, 应是早二叠世岩浆热事件对基底改造的记录。一般来讲, 角闪石的封闭温度为600℃左右(Berger and McDougall, 1986), 由此可以判断这次岩浆热事件对变质基底的影响局部可达到750~600℃。尽管岩相学并未揭示基底变质岩石经历过多期变质, 但这期岩浆热事件已经使角闪石等变质矿物的Ar/Ar同位素体系发生了重置, 并且新生长了部分锆石。由此看出, 这次岩浆热事件对部分基底的影响还是明显的, 使早期结晶的角闪石等变质矿物的Ar/Ar同位素体系发生了重置。
另外, 角闪石39Ar-40Ar阶段升温坪年龄为288Ma的黑云斜长角闪岩(AL69) 中的黑云母的39Ar-40Ar阶段升温坪年龄仅为226Ma, 二者的年龄相差60Ma左右。由于黑云母的Ar/Ar封闭温度仅300℃左右(杨巍然等, 2000), 因此同一个样品中角闪石和黑云母不同的39Ar-40Ar阶段升温坪年龄很可能是同一次岩浆热扰动事件过程中在不同温度条件下记录的热扰动事件的年龄。如果这样, 这次岩浆热事件对基底变质岩影响的时间可达60Ma左右。
7 结论(1) 9个样品的锆石LA-ICPMS和SHRIMP U-Pb年龄表明在阿拉善变质基底中存在有早二叠世的弱变形的花岗岩。
(2) 阿拉善变质基底中早二叠世花岗岩的大量出现表明阿拉善变质基底与北山、华北克拉通北缘的变质基底一样, 在古生代晚期受到中亚造山带的强烈影响, 产生了分布广泛、不同成分的花岗岩。
(3) 早二叠世的花岗岩对阿拉善变质基底产生了构造热影响, 使基底变质岩中角闪石的Ar-Ar同位素体系发生了重置, 使基底变质岩中的一些古老锆石产生了早二叠世的变质边。
致谢 在锆石U-Pb定年工作中得到了天津地调中心李怀坤研究员、耿建珍工程师, 地质大学(北京) 苏犁教授和北京离子探针中心杜利林副研究员的大力支持和帮助；锆石阴极发光照相工作中得到北京离子探针中心周慧工程师帮助和支持；在文章写作过程与童英博士等进行了有益的讨论；两位审稿人提出了十分中肯的修改意见；在此一并致谢。| [] | Anderson T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb. Chem. Geol., 192: 59–79. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00195-X |
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