富碱侵入岩由于其独特的产出构造背景以及与成矿作用关系密切, 愈来愈受到地质学家们的重视。华北陆块北缘富碱侵入岩发育, 分布广泛, 前人工作主要集中在对中生代碱性侵入岩的研究(阎国翰等, 2000, 2001, 2002；牟保磊和阎国翰, 1992, 牟保磊等, 2001；许保良等, 2001；刘红涛等，2002; 许立权等, 2004；任康绪等, 2005), 尤其是三叠纪的碱性岩广布于阴山-燕山及阿拉善地区。中元古代和晚古生代的碱性侵入岩出露较少, 分布相对局限；其中前人报道的中元古代早期碱性侵入岩主要分布在燕山地区, 往往将其与环斑花岗岩、斜长岩等作为一套非造山侵入岩组合进行研究(郁建华等, 1994, 1996；Lu et al., 2002, 赵太平等, 2004；任康绪等, 2006, 解广轰, 2005; Zhao et al., 2009), 亦有学者将其视为后造山事件的构造岩浆组合(Zhang et al., 2007a)。晚古生代的碱性侵入岩所见报道也仅限于张家口附近的水泉沟正长岩(包志伟等, 1996, 2003；莫测辉等, 1997；罗镇宽等, 2001) 和承德附近的孤山二长闪长岩(Zhang et al., 2007b), 内蒙古阴山地区尚未见有确切年代学依据的中元古代和晚古生代碱性侵入岩的报道。

笔者等在内蒙古固阳东部地区进行地质填图时曾识别出两个碱性侵入岩体(天津地质矿产研究所, 2002^①), 最近对其年代学研究揭示出中元古代早期和晚古生代早期的成岩信息, 它们与东部燕山地区相同时代的碱性侵入岩遥相呼应, 对研究华北陆块北缘的地质构造演化具有重要意义。

①天津地质矿产研究所.2002. 1：5万下湿壕幅、石兰哈达幅区域地质调查报告

研究区位于大青山北坡, 大地构造位置属华北陆块北缘隆起带(俗称内蒙地轴)。区内出露的构造岩石地层揭示出四个构造演化阶段：早前寒武纪基底形成阶段、中元古代裂陷阶段、晚古生代-早中生代活动陆缘演化阶段和中新生代断陷隆升阶段。早前寒武纪变质基底岩石在区内分布广泛, 包括新太古代麻粒岩相变质的兴和岩群、角闪岩相变质的色尔腾山岩群以及与之伴生的新太古代TTG片麻岩, 古元古代麻粒岩相-角闪岩相变质的乌拉山岩群(上部变质碎屑岩-碳酸盐岩建造被称之为孔兹岩系) 和与之共生的强变形片麻岩以及侵入其中的古元古代晚期花岗岩。中元古代岩石主要是低绿片岩相变质的渣尔泰山群以及蚀变瓦窑石英二长-正长岩。晚古生代主要形成了一套辉长苏长岩-石英闪长岩-二长花岗岩的钙碱性岩套, 早中生代(T₃) 则为一套造山晚期的二长花岗岩(图 1)。侏罗纪形成了石拐煤系地层, 白垩系为一套杂色砾岩、砂岩和泥砂岩沉积。

图 1

Fig. 1

图 1 固阳东部地区地质简图(左下图据Zhao et al. 2005, 示研究区大地构造位置) Fig. 1 Geological map of the eastern part of Guyang County, Inner Monglia (after Zhao et al.2005)

区内的下湿壕近东西向断裂是一条重要的区域性断裂构造, 活动时限可追索到古元古代, 该断裂为固阳-武川断裂带的一部分, 向东延至集宁一带, 并大致可与冀北的尚义-赤城断裂相连。以该断裂为界, 研究区早前寒武纪基底被明显分割为两个性质不同的构造区, 北侧以新太古代TTG片麻岩为主, 构造线方向为北西向, 发育北西向辉绿岩墙群；南侧以乌拉山岩群为主, 发育孔兹岩系, 构造线方向为近东西向, 被认为是一古元古代造山带(金巍和李树勋, 1994, 1996；赵国春等, 2002), 被古元古代晚期花岗岩所侵位。

两个碱性岩体出露于下湿壕断裂带以北。其一为瓦窑石英正长岩, 呈近东西向分布, 东西长约10km, 南北宽0.5~3km不等, 面积约9km², 侵位到新太古代英云闪长质片麻岩中, 南侧被下湿壕断裂带切割, 靠近断裂带一侧发生了较强的糜棱岩化作用。其二为高家村角闪正长岩, 呈不规则岩株状产出, 面积约95km², 岩体侵入到新太古代TTG片麻岩和色尔腾山岩群中, 内部含有色尔腾山岩群岩石包体, 被早二叠世花岗闪长岩和晚三叠世黑云母二长花岗岩侵位。

瓦窑石英正长岩(Pt₂ξο) 新鲜面灰绿-肉红色, 中粗粒结构, 块状构造, 局部巨斑状-球斑状结构。主要矿物成分为条纹长石和微斜长石50%~55%；斜长石20%~25%；石英6%~15%；暗色矿物为黑云母、绿帘石和绢云母集合体, 含量10%~15%；磷灰石、磁铁矿、绿泥石少量。钾长石斑晶, 半自形-他形浑圆状, 含量可达30%~40%, 与中粗粒结构呈过渡关系。岩石蚀变较强烈, 斜长石绢云母化, 暗色矿物集合体可能由角闪石等矿物蚀变而来。钾长石无蚀变, 内部常见斜长石残体。岩石局部成分过渡为石英二长岩(如样品P9HX1-4)。人工重砂分析副矿物组合为锆石-钛磁铁矿-钛铁矿型。

高家村角闪正长岩(D₁ξ) 为浅肉红色, 中细粒结构, 块状构造, 局部弱片麻状构造。暗色矿物角闪石边部较多, 向内部减少。边部为角闪正长岩, 内部为含角闪正长岩。在岩体的东部发育较多近东西向展布的中粗粒正长岩脉体, 脉宽数厘米至数十厘米不等, 多平行产出。岩石矿物成分为微斜长石40%~50%；斜长石35%~40%(钠长石和更长石)；角闪石5%~20%；蚀变矿物白云母、绿帘石、绿泥石、阳起石等5%；并见少量磷灰石和榍石, 偶见石英。岩石已有一定程度的蚀变, 显近东西向的弱片麻理。岩石人工重砂分析副矿物组合为钛磁铁矿-榍石型。

瓦窑石英正长岩(Pt₂ξο) 和高家村角闪正长岩(D₁ξ) 样品的岩石化学分析结果见表 1。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 固阳东部地区碱性侵入岩的化学分析结果(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6) Table 1 Major and trace elements analyses of the alkaline plutons in Guyang area (Major elements: wt%; Trace elements: ×10-6) 样品号 P9HX1-4 P9HX3-2 N0760 N0760-1 P17HX1-7 N0741 N0741-1 岩石类型 石英二长岩 石英正长岩 角闪正长岩 SiO2 58.82 62.66 66.78 64.86 62.78 62.06 63.81 TiO2 1.68 1.00 0.72 0.84 0.25 0.36 0.26 Al2O3 16.68 16.46 14.60 15.83 19.00 18.56 19.67 Fe2O3 2.36 1.82 1.46 2.32 0.82 1.68 1.21 FeO 4.16 3.87 2.90 1.90 1.5 1.36 0.99 MnO 0.13 0.15 0.075 0.063 0.052 0.073 0.051 MgO 1.14 0.76 0.69 1.05 0.49 0.72 0.56 CaO 3.19 1.59 1.81 2.02 2.39 2.86 2.04 Na2O 4.27 3.93 3.33 3.52 6.22 6.22 5.91 K2O 5.14 6.21 6.38 5.99 5.45 4.98 5.01 P2O5 0.59 0.27 0.19 0.23 0.13 0.14 0.10 Los 2.13 1.66 0.64 1.07 1.01 0.45 0.29 Total 100.29 100.38 99.58 99.70 100.09 99.45 99.89 Q 6.18 10.33 17.59 16.05 0.14 0.86 5.12 Or 30.38 36.70 37.72 35.42 32.21 29.43 29.60 Ab 36.13 33.26 28.17 29.79 52.63 52.63 50.04 An 11.16 6.12 6.04 8.53 7.82 8.01 9.44 La 185 122 26.7 20.0 Ce 328 238 47.0 34.7 Pr 37.4 30.2 6.12 4.63 Nd 127 112 23.3 17.8 Sm 16.0 16.0 3.90 3.11 Eu 3.01 3.86 1.89 1.63 Gd 16.8 15.0 3.86 3.11 Tb 1.75 1.81 0.52 0.41 Dy 7.83 8.73 2.64 2.08 Ho 1.47 1.66 0.50 0.42 Er 4.55 4.98 1.55 1.27 Tm 0.64 0.69 0.23 0.18 Yb 4.32 4.64 1.63 1.24 Lu 0.65 0.68 0.23 0.18 Y 45.3 41.8 13.3 10.5 Sc 4.29 4.41 1.19 1.45 Cr 22.0 23.8 34.6 25.9 Co 4.93 6.64 5.22 3.56 Ni 3.13 5.46 6.54 5.39 Ga 68.0 91.8 78.4 77.9 Rb 129 102 51.5 48.6 Sr 249 359 1923 2219 Ba 3320 4656 4000 4067 Nb 31.0 25.1 8.03 6.14 Ta 1.57 1.36 0.64 0.55 Zr 16.4 15.6 15.7 11.6 Hf 0.87 0.99 0.94 0.60 Pb 41.1 39.8 19.0 16.8 Th 17.0 12.44 4.45 2.03 U 2.00 1.47 0.61 0.29 注：由天津地质矿产研究所实验测试室测试

表 1 固阳东部地区碱性侵入岩的化学分析结果(主量元素：wt%；稀土和微量元素：×10-6) Table 1 Major and trace elements analyses of the alkaline plutons in Guyang area (Major elements: wt%; Trace elements: ×10-6)

瓦窑石英正长岩(Pt₂ξο) SiO₂含量58.82%~66.78%；K₂O 5.14~6.38%；Na₂O 3.33~4.27%；K₂O＞Na₂O, 在硅碱图上样品主要落在碱性系列的正长岩区(图 2)；其中样品P9HX1-4和N0760分别投在二长岩与正长岩、正长岩与碱性花岗岩的过渡部位。岩石Rittmann指数σ=3.97~5.60；碱度率AR为2.30~2.54；均指示岩石为碱性岩。铝饱和指数ASI为0.91~1.02, 属偏铝质岩石。依据标准矿物Q、Or、Ab、An值投到Q’-ANOR图解中(图略), 样品均落在石英正长岩区。岩石稀土元素总量较高, ΣREE为560.3×10^-6~734.7×10^-6(表 1)；岩石轻稀土强烈富集, (La/Yb)_N为17.8~28.9, (La/Sm)_N为4.8~7.3；δEu为0.56~0.75, 铕负异常明显。稀土配分曲线明显右倾, 轻稀土略陡倾, 重稀土相对平缓(图 3)。从岩石微量元素含量看, 瓦窑石英正长岩富Ba、La、Ce、贫Sr、Zr, 最明显特点是Sr负异常(图 4)。瓦窑石英正长岩贫Ca、贫Sr、高TiO₂/MgO、高FeO^T/MgO、高Ga/Al, 铕负异常, 显示铝质“A”型花岗岩特点。

图 2

Fig. 2

图 2 固阳东部碱性侵入岩的硅-碱图(据Wilson, 1989) Fig. 2 The total alkalis versus silica (TAS) diagram of alkaline plutons in Guyang area (after Wilson, 1989)

图 3

Fig. 3

图 3 固阳东部碱性侵入岩的稀土元素配分曲线(标准化值据Boynton, 1984) Fig. 3 Chondrite-normalized REE patterns of alkaline plutons in Guyang area (normalization values after Boynton, 1984)

图 4

Fig. 4

图 4 固阳东部碱性侵入岩的微量元素蛛网图(标准化值据McDonough et al., 1992) Fig. 4 Primitive mantle-normalized REE patterns of alkaline plutons in Guyang area (normalization values after McDonough et al., 1992)

高家村角闪正长岩(D₁ξ) 样品分析显示SiO₂含量为62.06%~63.81%；K₂O+Na₂O达10.92%~11.67%；K₂O/Na₂O为0.80~0.85, 在TAS图上投点落在碱性系列的正长岩区(图 2)。里特曼指数σ=5.73~6.89；碱度率AR为3.40~3.78。依据标准矿物Q、Or、Ab、An值投到Q’-ANOR图解中(图略), 样品落在正长岩区。岩石稀土元素总量明显较低ΣREE为90.7×10^-6~120.1×10^-6(表 1)；岩石轻稀土强烈富集, (La/Yb)_N为10.8~11.0, (La/Sm)_N为4.04~4.31, 重稀土分馏弱；δEu为1.48~1.58, 铕正异常明显(图 3)。微量元素富大离子亲石元素Ba和Sr、贫高场强元素Zr、Ti, 初始地幔标准化微量元素蛛网图上显示明显的Sr正异常(图 4)。

瓦窑石英正长岩与高家村角闪正长岩比较, 前者稀土总量高、Eu和Sr明显负异常。后者碱含量更高, 稀土含量相对较低, 正Eu异常和正Sr异常明显。

Wyllie (1984)基于相平衡试验曾经指出, 在加厚陆壳的底部陆壳岩石局部熔融形成低熔岩浆是粗面岩(正长岩), 而不是花岗岩。Deng et al.(1998)进一步从岩石相平衡角度论述了高压型和低压型正长岩(粗面岩) 岩浆成因, 在加厚陆壳底部局部熔融形成正长岩(粗面岩) 岩浆, 因熔融残余矿物中已无斜长石, 相当于榴辉岩矿物组合, 必导致无铕异常或弱正异常。而负铕异常者为玄武质岩浆结晶分离走斜长石后形成的派生岩浆, 属低压型。高压型正长岩为后造山崩塌早期阶段产物, 岩石圈已经拆离, 但山根依然存在；而低压型为后造山崩塌晚期之后阶段的产物, 山根和岩石圈均已不存在(Deng et al., 1998, 2004)。

瓦窑石英正长岩属铝质“A”型花岗岩, 是地壳伸展背景下的产物。Sr的明显负异常, 也预示着瓦窑石英正长岩岩浆源区存在斜长石的分离结晶作用或是部分熔融留下斜长石和辉石的残余矿物组合, 应为低压背景下的部分熔融。

高家村角闪正长岩Sr明显正异常, 弱负铕异常, 应形成于加厚陆壳底部, 属后造山崩塌早期阶段的产物。此外, 高家村角闪正长岩中Na₂O＞K₂O, 标准矿物含量Ab＞Or, 原岩应为玄武质岩石。

采自瓦窑石英正长岩和高家村正长岩样品的Sr、Nd同位素测试结果见表 2。Sr、Nd同位素参数计算采用路远发(2004)的Geokit程序。从表 2可以看出两个岩体的Sr、Nd同位素组成有明显不同, 瓦窑石英正长岩Rb/Sr比值高(0.406~0.730), ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr为1.178~2.123, 而高家村正长岩的Rb/Sr比值较低为0.029~0.036, ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr比值为0.085~0.106, 与全地球估算值(Rollinson, 1993) 相当。瓦窑石英正长岩Sm/Nd比值为0.1319~0.1515, 明显低于后太古宙大陆地壳的Sm/Nd平均值(~0.19), 而高家村正长岩的Sm/Nd比值为0.1741~0.1770, 与后太古宙大陆地壳的Sm/Nd平均值相近, 对应的f_Sm/Nd分别为-0.53~-0.59和-0.46, 前者f_Sm/Nd偏离了大陆地壳平均值-0.3~-0.5, 故计算t_DM时应采用两阶段模式(李献华, 1996)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 瓦窑石英正长岩和高家村角闪正长岩的Sr、Nd同位素组成 Table 2 Sr and Nd isotopic compositions of the Wayao quartz-syenite and the Gaojiacun syenite 样品号 岩石类型 Rb (×10-6) Sr (×10-6) 87Rb/86Sr 87Sr/86Sr (2 σ) 年龄(Ma) εSr(0) εSr(t) fRb/Sr (87Sr/86Sr)i Rb/Sr Sm (×10-6) Nd (×10-6) 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd (2 σ) εNd(0) εNd(t) fSm/Nd tDM t2DM Sm/Nd N0760 石英正长岩 154.0 210.8 2.123 0.750403±0.000003 1702 680.0 -28.6 24.67 0.70047 0.730 15.6 118.5 0.0798 0.510995±0.000012 -32.0 -6.5 -0.59 2443 2739 0.1319 N0760-1 129.3 318.2 1.178 0.728820±0.000011 1702 345.2 -35.4 13.25 0.69999 0.406 13.5 89.1 0.0916 0.511143±0.000011 -29.2 -6.2 -0.53 2496 2715 0.1515 N0741 角闪正长岩 66.77 1, 830 0.106 0.706669±0.000003 399 30.8 29.0 0.28 0.70607 0.036 3.62 20.8 0.1052 0.511664±0.000020 -19.0 -14.4 -0.46 2084 2308 0.1741 N0741-1 59.14 2, 006 0.085 0.706691±0.000003 399 31.1 30.9 0.03 0.70621 0.029 2.49 14.1 0.1070 0.511640±0.000011 -19.5 -14.9 -0.46 2153 2353 0.1770 注：Sr、Nd同位素样品分离在中国科学院地质与地球物理研究所完成, 同位素比值测定在天津地质矿产研究所同位素实验室Triton热电离质谱仪上完成

表 2 瓦窑石英正长岩和高家村角闪正长岩的Sr、Nd同位素组成 Table 2 Sr and Nd isotopic compositions of the Wayao quartz-syenite and the Gaojiacun syenite

瓦窑石英正长岩高Rb/Sr、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr, 低Sm/Nd、¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd, ε_Nd(t) 为-6.2~-6.5, 表明岩浆源区为大陆上部地壳, 与前述低压背景部分熔融相一致。计算的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i为0.69999~0.70047, 接近地球形成初始比值；两阶段Nd模式年龄计算的t_2DM为2715~2739Ma, 显示岩浆源区可能是~2.7Ga从亏损地幔分离出来。

高家村角闪正长岩具有较低的Rb/Sr、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值, Sm/Nd和¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd比值略低于球粒陨石参考值, ε_Nd(t) 为-14.4~-14.9, 与大陆下部地壳源区相似, 与前述加厚陆壳底部局部熔融的背景一致。t_DM为2084~2153Ma, t_2DM为2308~2353Ma, 表明源区岩石可能是古元古代造山过程中从亏损地幔分离出的玄武质岩石。

瓦窑石英正长岩和高家村角闪正长岩的岩浆源区不同、形成深部不同, 这也可能反映了阴山地区的地壳结构, 上部地壳为新太古代形成, 与现今出露的新太古代地质体一致。地壳深部为古元古代形成, 系古元古代造山带的根部。

瓦窑石英正长岩测年样品(D0434) 采自瓦窑村西沟(地理坐标为40°55′6″N, 110°37′59″E)。高家村角闪正长岩样品(N741) 采自高家村西南山坡(地理坐标41°01′34″N, 110°31′5″E)。锆石样品分选在河北省区域地质矿产调查研究所完成。

笔者在下湿壕幅1：5万区调填图时曾对两个岩体进行过人工重砂鉴定。瓦窑石英正长岩的锆石为浅黄玫瑰色, 透明, 金刚光泽, 柱状晶形, 主要晶形由(111)、(311)、(131) 和(110) 组成, (100) 不发育, 粒度0.15~0.4mm, 锆石长宽比为2：1左右, 个别达3：1。高家村角闪正长岩中的锆石为浅黄色, 透明, 主要晶形由(111)、(311)、(131)、(110) 和(100) 组成的四方双锥柱状晶体, 内部含少量针状粒状包体, 粒度0.1~0.2mm, 锆石长宽比为2：1~3：1。

两个样品(D0434和N741) 的锆石均在北京离子探针中心进行制靶和光学显微照相, 阴极发光照像分别在北京大学电子系和北京离子探针中心完成。显微照片显示瓦窑石英正长岩(D0434) 的锆石晶体多不完整, 内部含一些针状、柱状和粒状包体, 多数颗粒内部裂隙发育。阴极发光图像显示锆石结构相对简单, 岩浆结晶的振荡环带与斑块状影像并存, 具较典型的中酸性岩浆岩的锆石影像特点(图 5左)。高家村角闪正长岩(N741) 锆石晶体相对较完整, 多数晶体晶棱清晰, 表面光洁；部分锆石有裂纹, 沿裂缝出现黄色染色；锆石内部包体相对较少。阴极发光图像岩浆结晶的同心环状震荡环带发育(图 5右), 个别锆石内部似乎有残核。

图 5

Fig. 5

图 5 样品D0434(左) 和N741(右) 锆石的阴极发光图像(图中标有测点位置及207Pb/206Pb或206Pb/238U表面年龄) Fig. 5 Zircon CL image of the sample D0434 and N741

样品(D0434和N741) 的锆石U-Pb年龄测定均在北京离子探针中心的SHRIMP Ⅱ型离子探针质谱上进行。在显微照片和阴极发光图像分析的基础上, 选定目标点位, 尽量避免裂纹和包裹体, 以免影响分析质量。详细的实验流程和原理参见宋彪等(2002)。数据处理和作图分别采用SQUID程序(Ludwig, 2001) 和ISOPLOT程序(Ludwig, 2003), 普通铅根据实测²⁰⁴Pb校正, 单个数据点的误差均为1σ, D0434和N741分别采用²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb和²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄值, 其加权平均年龄值为95%的置信度。

区调填图时曾在高家村角闪正长岩中采集了一个同位素年代学样品(P₁₇JD1-7) 进行单颗粒锆石U-Pb年龄测定(TIMS法), 单颗粒锆石U-Pb同位素分析在天津地质矿产研究所同位素实验室由李惠民完成, 锆石U-Pb同位素稀释法测年在VG354型质谱仪上进行, 采用²⁰⁵Pb-²³⁵U稀释剂。所有U和Pb的同位素均进行质量歧视效应校正, 年龄误差采用95%(2σ) 置信度。分析处理方法可参见陆松年和李惠民(1991)。

在瓦窑石英正长岩样品的锆石中选取了13颗锆石的适当位置进行了年龄测试, 测试结果见表 3和图 6。锆石的U、Pb含量相对较低, Th/U比值为0.56~1.35, 显示出岩浆结晶锆石的特点。13个测点的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb表面年龄为1535±42Ma~1785±55Ma (表 3), 加权平均值为1672±53Ma (2σ), 剔除离散度较大的1号和10号数据点, 11个测点²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb表面年龄加权平均值为1702±32Ma (2σ)(图 6)；如再剔除12号点²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb表面年龄加权平均值为1710±33Ma (2σ)。据其锆石特点可确定该年龄值为岩浆结晶年龄, 表明瓦窑石英正长岩岩体形成于中元古代早期。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 瓦窑石英正长岩(D0434) 和高家村角闪正长岩样品中锆石的SHRIMP测试结果 Table 3 Zircon SHRIMP U-Pb dating results of the Wayao quartz-syenite (D434) and the Gaojiacun syenite (N741) 分析点 206Pbc(%) U (×10-6) Th (×10-6) 232Th/238U 206Pb*(×10-6) 206Pb/238U年龄(Ma) 207Pb/206Pb年龄(Ma) 不谐和度(%) 207Pb*/206Pb* ±% 207Pb*/235U ±% 206Pb*/238U ±% 误差相关系数 D434-1 0.24 45 30 0.70 12.7 1, 832±85 1, 535±42 -19.3 0.0954 2.2 4.32 5.8 0.329 5.3 .921 D434-2 0.52 48 40 0.86 12.6 1, 708±45 1, 665±45 -2.6 0.1022 2.4 4.28 3.9 0.3033 3.0 .779 D434-3 0.00 41 34 0.85 10.4 1, 652±63 1, 742±40 5.2 0.1066 2.2 4.29 4.8 0.292 4.3 .892 D434-4 0.29 79 103 1.35 21.4 1, 770±43 1, 617±45 -9.5 0.0996 2.4 4.34 3.7 0.316 2.8 .759 D434-5 0.38 23 17 0.75 5.54 1, 570±47 1, 681±65 6.7 0.1031 3.5 3.92 4.9 0.2757 3.4 .690 D434-6 0.22 27 22 0.84 6.91 1, 681±48 1, 785±55 5.9 0.1092 3.0 4.48 4.4 0.2979 3.2 .729 D434-7 0.00 24 24 1.05 6.21 1, 714±51 1, 683±57 -1.8 0.1033 3.1 4.34 4.5 0.305 3.4 .739 D434-8 0.00 24 24 1.03 6.28 1, 712±50 1, 730±55 1.0 0.1059 3.0 4.44 4.5 0.304 3.3 .743 D434-9 0.14 90 48 0.56 22.2 1, 630±42 1, 769±46 7.9 0.1082 2.5 4.29 3.8 0.2877 2.9 .755 D434-10 0.54 32 25 0.82 7.9 1, 633±45 1, 548±56 -5.5 0.0960 3.0 3.82 4.3 0.2883 3.1 .724 D434-11 0.00 18 13 0.71 4.48 1, 612±63 1, 740±65 7.4 0.1065 3.5 4.17 5.6 0.284 4.4 .780 D434-12 0.38 22 14 0.65 5.22 1, 560±89 1, 559±68 -0.1 0.0966 3.6 3.64 7.4 0.274 6.4 .872 D434-13 0.43 21 16 0.80 5.09 1, 601±52 1, 700±68 5.8 0.1042 3.7 4.05 5.2 0.282 3.7 .706 N741-1 2.38 1949 1424 0.76 106 386±10 314±350 -23 0.0527 16 0.448 16 0.0617 2.7 .171 N741-2 8.29 1295 577 0.46 78.1 402±16 70±1100 -512 0.0470 46 0.420 046 0.0643 4.0 .087 N741-3 2.82 2778 1434 0.53 155 395±9.5 575±310 31 0.0592 14 0.515 14 0.0631 2.5 .172 N741-4 2.75 1966 913 0.48 110 397±11 254±370 -56 0.0513 16 0.449 16 0.0635 3.0 .181 N741-5 2.84 2576 1224 0.49 152 417±10 549±300 24 0.0585 14 0.539 14 0.0669 2.5 .178 N741-6 3.31 1149 578 0.52 63.6 389±11 536±480 27 0.0580 22 0.500 22 0.0623 3.0 .134 N741-7 2.72 1158 664 0.59 66.4 406±16 969±270 58 0.0714 13 0.639 14 0.0649 4.0 .284 N741-8 3.25 2265 1273 0.58 129 402±10 -76±520 627 0.0446 21 0.396 22 0.0643 2.6 .120 N741-9 5.91 2044 1070 0.54 120 402±13 -490±1100 182 0.0380 40 0.340 40 0.0644 3.4 .084 注：误差为1σ；Pbc和Pb*分别代表普通铅和放射性成因铅；普通铅校正采用测试的204Pb值

表 3 瓦窑石英正长岩(D0434) 和高家村角闪正长岩样品中锆石的SHRIMP测试结果 Table 3 Zircon SHRIMP U-Pb dating results of the Wayao quartz-syenite (D434) and the Gaojiacun syenite (N741)

图 6

Fig. 6

图 6 瓦窑石英正长岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄谐和图 Fig. 6 Zircon SHRIMP U-Pb concordia diagram of the Wayao quartz-syenite sample

高家村角闪正长岩中的锆石SHRIMP法共测试了9个测点, 测试结果见表 3和图 7, 锆石的Th、U含量较高, Th/U含量为0.46~0.76, 9个测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U相对较均一, 为386±10Ma~417±10Ma, 加权平均值为399±7Ma (2σ)。

图 7

Fig. 7

图 7 高家村角闪正长岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄谐和图 Fig. 7 Zircon SHRIMP U-Pb concordia diagram of the Gaojiacun syenite sample

前期区调工作中样品(P17JD1-7) 利用TIMS法共测定了5个数据点(图 8), 其中1~4号数据点均有不同程度的铅丢失, 5号点具有基本谐和的U-Pb同位素年龄, 较好地控制了不一致线下交点年龄的可靠性。5个数据点的²⁰⁶Pb/²³⁸U表面年龄为388.9~592.4Ma, 构成的不一致线下交点年龄为389.9±4.7Ma (2σ), 上交点年龄为2342±31Ma (图 8)；数据点靠近下交点, 因此认为下交点年龄可代表成岩年龄。锆石SHRIMP年龄与TIMS年龄在误差范围内基本一致, 本文采用SHRIMP ²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄399±7Ma (2σ) 为高家村角闪正长岩的形成年龄。

图 8

Fig. 8

图 8 高家村角闪正长岩TIMS法锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 8 Zircon TIMS U-Pb concordia diagram of the Gaojiacun syenite sample

华北陆块上不仅存在广泛的古元古代末(1.95~1.85Ga) 汇聚事件的地质记录(白瑾等, 1996；Zhao, 2001, 陆松年等, 2002；赵国春等, 2002；Wilde et al., 2002；Zhai et al.2005；Wan et al., 2006, 2009), 而且保存了广泛的中元古代早期(~1.7Ga) 超大陆裂解的非造山事件群的记录(郁建华等, 1996, Lu et al., 2002；Zhao et al., 2003)。如燕山-太行山和狼山-白云鄂博中元古代裂陷作用、大庙斜长岩-兰营正长岩-密云环斑花岗岩-兴隆高钾火山岩组合。以大庙斜长岩-兰营正长岩-密云环斑花岗岩-兴隆高钾火山岩为代表的非造山型岩浆组合不仅存在于华北, 而且可以与北美、格陵兰、波罗的、南美等地的AGMS (斜长岩-辉长岩-纹长二长岩-正长岩) 组合和AMCG (斜长岩-纹长二长岩-紫苏花岗岩-奥长环斑花岗岩) 组合对比, 被认为与陆内裂陷或初始裂谷有关(Windley, 1989；Corrigan and Hanmer, 1997), 代表一期导致古元古代Columbia超大陆最终裂解的板块规模的拉张裂解事件(Rogers and Santosh, 2002；Lu et al., 2002；Zhao et al., 2002)。

华北陆块~1.7Ga的非造山岩浆岩组合此前仅在京冀北部地区有报道(辽东地区的后造山岩浆岩组合相对更早), 目前从大庙斜长岩体的苏长岩和纹长二长岩中获得了1693±7Ma、1715±6Ma和1726±9Ma的锆石U-Pb年龄(赵太平等, 2004; Zhang et al., 2007a)；从怀柔北部兰营石英正长岩中获得的锆石U-Pb年龄为1697.3±0.9Ma (郁建华等, 1996) 和1712±15Ma至1753±23Ma (Zhang et al., 2007a), 从密云沙厂环斑花岗岩中获得了1681±10Ma、1683±4Ma、1690.5±2.4Ma和1717±13Ma等锆石U-Pb年龄数据(宋彪, 1992；郁建华等, 1996；杨进辉等, 2005)。作者等从赤城温泉二长花岗岩(环斑花岗岩) 也获得了1698±18Ma的锆石U-Pb年龄。区域填图显示该期二长花岗岩(环斑花岗岩) 在尚义北东亦有出露(1：25万张北县幅)。冀北地区沿平泉北-大庙-汤河口-赤城-尚义一线该套非造山型岩浆组合展现出近东西向延展的趋势(长400km, 宽约100km)。

本次工作我们从固阳东部的石英正长岩中获得了1702±32Ma的锆石SHRIMP U-Pb年龄, 表明该石英正长岩体与冀北地区的斜长岩、正长岩和环斑花岗岩是同时代的产物。瓦窑石英正长岩的化学成分与怀柔北部兰营石英正长岩也基本一致, 这可能表明华北陆块北部的陆壳裂解型AMCG组合向西延伸到包头固阳一带, 有可能构成一条规模宏大的大陆裂解非造山岩浆岩带。

~400Ma左右的碱性岩浆活动在华北陆块北缘尚未引起足够的重视, 该期碱性岩浆活动代表性岩体是崇礼南部的水泉沟正长岩体, 该岩体一度被认为形成于中元古代(莫测辉等, 1997；梁华英等, 1998), 不同比例尺的地质图上也均被标注为中元古代, 后李怀坤等(1999)从正长岩中获得了410.2±1.1Ma的单颗粒锆石U-Pb年龄, 罗镇宽等(2001)应用SHRIMP法测定水泉沟和后沟正长岩的锆石U-Pb年龄分别为390±6Ma和386±6Ma。Zhang et al.(2007b)报道了承德大庙孤山二长闪长岩的形成年龄为390±5Ma, 并认为与中亚造山带晚古生代活动陆缘弧后扩张有关。

本次工作我们从固阳东部高家村角闪正长岩中获得的锆石TIMS年龄为389.9±4.7Ma, SHRIMP年龄为399±7Ma, 与冀西北的水泉沟岩体比较, 两者不仅同位素年龄一致, 岩石化学成分上也较为相似, 两者很可能是同时代相似构造背景下的产物。包志伟等(1996)通过对水泉沟岩体的同位素地球化学研究认为岩体为上地幔和下地壳物质部分熔融的产物, 可能与尚义-赤城大断裂的大规模逆冲诱导的地幔物质上涌有关。张招崇和陈洪新(1997)认为水泉沟岩体生成于张性构造环境, 但不是典型的非造山区裂谷作用背景, 应是造山期后应力松弛阶段的产物。

华北北部早古生代的岩浆作用记录主要分布于“台缘断裂”(所谓的“槽台”边界) 以北。在白云鄂博-达茂旗北侧发育有包尔汗图群(O_1-2) 基性-中性岛弧火山岩组合和奥陶纪闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩岛弧型深成岩组合(447~485Ma)(邵济安, 1991；许立权和陶继雄, 2003；尚恒胜等, 2003, 张维和简平, 2008)；刘敦一等(2003)也在温都尔庙图林凯蛇绿杂岩中确定了一套早古生代埃达克岩(429±7Ma~467±13Ma), 认为是早古生代洋壳消减的证据。这些年龄数据制约了达茂旗-白乃庙岛弧的形成时代(O-S)。达茂旗-白乃庙岛弧之上被西别河组角度不整合覆盖, 西别河组的时代被限定在S₃-S₄, 西别河剖面上西别河组的上部层位延续到早泥盆世(D₁)(李文国等, 1982；王平, 2005；张允平等, 2010)。西别河组为一套磨拉石或类磨拉石沉积建造, 具有与欧洲老红色砂岩类似的区域构造意义(张允平等, 2010), 代表华北克拉通北缘早古生代弧陆拼贴造山隆升阶段的产物, 标志着造山作用在晚志留世已进入尾声。

高家村角闪正长岩的形成时代为早(-中) 泥盆世, 紧随西别河组之后。岩石具弱正铕异常和明显Sr正异常, 属高压型正长岩, 形成于加厚陆壳底部, 应属后造山崩塌早期阶段的产物, 可作为华北克拉通北缘早古生代后造山伸展的标志。由于华北板块北缘白云鄂博北-白乃庙早古生代造山带为近东西向分布, 构造背景与之相关的高家村角闪正长岩和水泉沟正长岩亦有可能构成近东西向的后造山碱性岩带, 但需在张家口与固阳之间进一步寻找相关证据。

综上所述, 固阳东部瓦窑石英正长岩和高家村角闪正长岩与冀北地区同时代的碱性岩体岩石成分和构造背景相似, 有可能在华北克拉通北缘构成两条近东西向展布的碱性岩浆带, 分别代表华北陆块北部两次重要的构造转换事件, 一次是华北陆块在古元古代末汇聚造山后的裂解事件, 另一次是华北板块北缘早古生代造山后的伸展事件。这些非造山和后造山的岩浆活动不仅对成矿作用有重要的制约作用(如大庙钒钛磁铁矿、东坪金矿, 白云鄂博铁稀土矿床也可能与这些地质事件相关), 而且对关键地质事件的厘定以及华北陆块北缘的地质构造演化具有重要的地质意义。