贺兰山古元古代同碰撞花岗岩地球化学、锆石U-Pb年代及其地质意义

引用本文

李正辉, 柳小明, 董云鹏, 肖志斌. 2013. 贺兰山古元古代同碰撞花岗岩地球化学、锆石U-Pb年代及其地质意义. 岩石学报, 29(7): 2405-2415 复制到剪切板

LI ZH, LIU XM, DONG YP and XIAO ZB. 2013. Geochemistry and zircon U-Pb age of the Paleoproterozoic syn-collisional granites in Helanshan region and its geological significance. Acta Petrologica Sinica, 29(7): 2405-2415(in Chinese with English abstract) 复制到剪切板

贺兰山古元古代同碰撞花岗岩地球化学、锆石U-Pb年代及其地质意义

李正辉¹, 柳小明¹, 董云鹏¹, 肖志斌²

1. 大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069;
2. 中国地质调查局天津地质矿产研究所，天津 300170

2013-03-11 收稿; 2013-05-24 改回.

基金项目: 本文受国家“973”项目(2012CB416606)、国家自然科学基金项目(41225008)和大陆动力学国家重点实验室项目(BJ081331)联合资助

第一作者简介: 李正辉，女，1983年生，博士生，矿物与岩石学专业，E-mail: zhunjingying@163.com

摘要: 在华北克拉通西部的贺兰山地区出露的贺兰山孔兹岩系中，侵入有大量花岗岩，并以S型花岗岩为代表。本次研究的沙巴台花岗岩具有高SiO₂和Al₂O₃(分别为71.96%~73.87%和14.36%~15.10%)的特征。其铝饱和指数A/CNK=1.19~1.30，A/NK=1.29~1.48，属于典型的过铝质花岗岩。球粒陨石标准化稀土配分模式显示轻稀土富集((La/Yb)_N=12~191) ，并具强烈的铕负异常(δEu=0.15~0.32) 。原始地幔标准化蛛网图显示，岩石富集Rb、Th、U和Pb并亏损Ba、Nb、Ta、Sr和Ti元素。综合研究推断其为孔兹岩系部分熔融的产物。利用LA-ICP-MS测定花岗岩锆石U-Pb年龄为1958±30Ma，代表了贺兰山S型花岗岩结晶年龄。综合前人及本次研究成果，推断贺兰山S型花岗岩形成于古元古代鄂尔多斯陆块与阴山陆块碰撞构造环境。

关键词: S型花岗岩孔兹岩带贺兰山华北克拉通

Geochemistry and zircon U-Pb age of the Paleoproterozoic syn-collisional granites in Helanshan region and its geological significance

LI ZhengHui¹, LIU XiaoMing¹, DONG YunPeng¹, XIAO ZhiBin²

1. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Department of Geology, Northwest University, Xi’an 710069, China;
2. Tianjin Institute of Geology and Mineral Resources, China Geological Survey,Tianjin 300170, China

Abstract: Helanshan khondalite series, located at the west part of North China craton, are widely intruded by granites. Most of the granites are S-type. The investigated Shabatai granites are characterized by high SiO₂ and Al₂O₃ contents, 71.96%~73.87% and 14.36%~15.10%, respectively. The high A/CNK and A/NK values suggest that the granites are peraluminous. The chondrite-normalized REE patterns of the rocks show the enrichment of LREE ((La/Yb)_N=12~191) and strong negative Eu anomalies (δEu=0.15~0.32) . The primitive mantle-normalized trace element diagrams show the enrichment of Rb, Th, U and Pb and depletion of Ba, Nb, Ta, Sr and Ti. All above characteristics suggest that they are S-type granites and were probably generated by partial melting of the khondalite in the Helanshan region. The U-Pb dating of zircons from the granites using LA-ICP-MS yields an age of 1958±30Ma, which represents the crystallization age of the S-type granite. According to the published geological data and our new data, it is reasonable to refer that these S-type granites were generated in a Paleoproterozoic collisional tectonic setting between the Yinshan and Ordos blocks.

Key words: S-type granite Khondalite series Helanshan North China craton

1 引言

大陆的起源与演化历来是地球科学研究的热点问题, 华北克拉通是世界上最古老的大陆地壳之一, 有着近38.5亿年的演化历史(Liu et al., 1992；Diwu et al., 2013), 其中保存了大量前寒武纪的岩石和构造记录。因此, 成为研究早前寒武纪地壳生长、增生的热点地区之一。已有的研究表明, 华北克拉通前寒武纪基底是由不同微陆块拼合而成(伍家善等, 1998；翟明国等, 2000；Kusky et al., 2003；Zhao et al., 2005；赵国春, 2009)。以华北中部带(Trans-North China Orogen)为界将华北克拉通划分为东部陆块和西部陆块, 并进一步将西部陆块划分为北部的阴山地块和南部鄂尔多斯地块, 其间为贺兰山构造带或孔兹岩带(Zhao et al., 2005)。近年来, 不同的研究者围绕华北中部带以及Colombia超大陆的形成演化问题, 取得了大量的研究进展(Zhao et al., 2000, 2008, 2010；Condie, 2002；陆松年等, 2002；Wilde et al., 2002；Kröner et al., 2005；Santosh et al., 2006；Santosh, 2010；Kusky et al., 2007；Trap et al., 2009；Rogers and Santosh, 2009)。相对而言, 西部的贺兰山构造带研究相对薄弱, 该带沿集宁-大青山-乌拉山-千里山-贺兰山一线分布, 主要由古元古代孔兹岩系、TTG片麻岩和不同性质花岗岩组成(Dash et al., 1987；Li et al., 2000；赵国春等, 2002；赵国春, 2009)。前人的工作主要集中在贺兰山地区出露的孔兹岩系(贺兰山群)的形成时代、原岩性质、沉积年龄、变质时代及其构造意义的研究(胡能高等, 1994；卢良兆等, 1996；董春艳等, 2007；周喜文和耿元生, 2009；周喜文等, 2010；Wei et al., 2011；校培喜等, 2011；Yin et al., 2011)。相对而言, 贺兰山构造带中的花岗岩研究较为薄弱, 已有的研究仅限于年代学工作(耿元生等, 2009；董春艳等, 2007)。有关这些花岗岩的性质、来源和时代等问题还缺乏综合研究。

本文在野外地质研究基础上, 重点开展贺兰山构造带(赵国春(2009)所指的孔兹岩带的西段)中代表性花岗岩的岩相学、地球化学、锆石U-Pb年代和Hf同位素组成的研究, 探讨其代表的构造热事件性质, 为本区古元古代地壳演化研究提供依据。

2 区域地质背景

贺兰山位于华北克拉通西部的鄂尔多斯地块和阴山地块之间, 是孔兹岩带西段的重要组成部分(图 1)。该构造带经历了前寒武纪、显生宙长期的演化过程, 尤其是古元古代构造运动形成了贺兰山的基底和复杂的构造、岩浆、变质作用记录。贺兰山的基底岩系主要由孔兹岩系、少量英云闪长质-奥长花岗质-花岗闪长质(TTG)片麻岩夹镁铁质麻粒岩组成。其中侵入了大量的花岗岩体(赵国春等, 2002；赵国春, 2009), 对其进行综合研究成为探讨贺兰山构造演化的重要手段之一。

图 1 贺兰山地区地质简图(据Zhao et al,2005；耿元生等,2009) Fig. 1 Geological sketch map of study area in Helanshan(modified after Zhao et al,2005; Geng et al,2009)

研究区位于贺兰山北段, 基底岩系以富铝岩系的贺兰山岩群为代表(图 1)。该岩群主要由富铝片麻岩、石榴黑云变粒岩、石榴黑云斜长变粒岩和大理岩构成(胡能高等, 1994；卢良兆等, 1996)。原岩为碎屑岩、泥质岩、富泥质杂砂岩, 以及少量中酸性火山岩、碳酸盐岩和泥灰质沉积岩(刘建忠等, 1998)。这套岩石经历了强烈的区域变质变形改造, 变质程度普遍达到角闪岩相, 局部达到麻粒岩相(刘建忠等, 1998；胡能高等, 1994；冯鸿儒, 1995)并有高压泥质麻粒岩(周喜文等, 2010)。已有的同位素年龄显示其变质时代为1950±8Ma(周喜文和耿元生, 2009)。

贺兰山基底变质孔兹岩系中侵入有大量的花岗质岩体, 主要包括缺台沟单元、扣笨沟单元、巴音思德勒序列和宗别立序列(李伍平, 1994)。岩性以含黑云母、石榴子石的似斑状花岗岩为主, 并有中细粒花岗岩和白岗岩(卢良兆等, 1996)。沙巴台花岗岩出露于研究区东北部的星光一带(耿元生等, 2009), 相当于扣笨沟单元(胡能高等, 1994；李伍平, 1994)。本文样品主要取自该岩体, 地理位置在沙巴台沟口(北纬39°17′062″, 东经106°39′001″)。

3 样品描述

本研究样品为石榴子石二云母花岗岩(12HL-40, 41, 43)和二云母花岗岩(12HL-39, 42, 44~48)。石榴子石二云母花岗岩主要为块状构造, 中粗粒似斑状结构。主要组成矿物为钾长石(40%)、斜长石(5%, An=30~32)、石英(40%)、黑云母(5%)、白云母(5%)、石榴子石(5%)和少量夕线石, 其中大多数斜长石颗粒都发生了强烈蚀变, 钾长石为条纹长石, 未发生蚀变, 黑云母在单偏光下为铁褐色, 而白云母为无色, 石榴子石呈集合体, 直径多为1~2cm(图 2a, b), 主要为铁铝榴石, 夕线石显示特征的竹节状, 常和黑云母交生在一起。

图 2 贺兰山古元古代花岗岩野外地质特征(a)和镜下特征(b-e) 矿物代号：Grt-石榴石；Bt-黑云母; Mu-白云母；Kfs-钾长石；Q-石英；Pl-斜长石；Sill-夕线石 Fig. 2 Field photograph(a)and photomicrographs(b-e)of Paleoproterozoic granite in Helanshan Mineral abbreviations: Grt-garnet; Bt-biotite; Mu-muscovite; Kfs-K-feldspar; Q-quartz; Pl-plagioclase; Sill-sillimanite

二云母花岗岩也呈块状构造, 但为中粗粒等粒或似斑状结构, 主要矿物组合为石英(40%)、斜长石(35%, An=18~20)、钾长石(15%)、黑云母(8%)和白云母(2%)和少量夕线石(图 2c, d, e), 局部见有零星石榴石。两种岩石均呈现为灰白色、块状构造, 未见明显构造变形, 但是, 岩石蚀变明显(图 2 c, d, e), 黑云母多呈黑色-黑绿色。黑云母在单偏光下为铁褐色, 晶体可达2~5mm, 白云母为无色, 夕线石显示特征的竹节状和纤维状(图 2d), 常和黑云母伴生在一起。

4 分析方法

本文样品的测试分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。元素、U-Pb年龄和Lu-Hf同位素分析结果分别列于表 1、表 2和表 3。

表 1 贺兰山古元古代花岗岩主量(wt%)和微量元素(×10^-6)分析结果 Table 1 Contents of major(wt%)and trace elements(×10^-6)for Paleoproterozoic granites in Helanshan

样品号	12HL-39	12HL-40	12HL-41	12HL-42	12HL-43	12HL-44	12HL-45	12HL-46	12HL-47	12HL-48
SiO₂	71.96	71.99	72.4	72.76	72.11	72.73	73.65	73.87	73.08	72.98
TiO₂	0.20	0.21	0.19	0.21	0.37	0.23	0.24	0.09	0.26	0.29
Al₂O₃	15.1	14.36	14.48	14.56	14.44	14.66	14.39	14.75	14.66	14.44
Fe₂O₃^T	1.24	3.22	1.94	1.59	2.69	1.23	1.12	1.38	1.49	1.43
MnO	0.01	0.05	0.02	0.01	0.03	0.01	0.01	0.01	0.01	0.01
MgO	0.46	0.58	0.38	0.40	0.54	0.40	0.34	0.53	0.43	0.47
CaO	0.63	0.53	0.62	0.55	0.76	0.58	0.52	0.71	0.65	0.68
Na₂O	3.00	2.86	2.88	2.84	2.78	2.84	2.77	2.93	2.90	3.00
K₂O	5.80	5.23	5.75	5.71	4.79	5.92	6.06	4.97	5.66	5.18
P₂O₅	0.19	0.18	0.19	0.20	0.16	0.17	0.18	0.16	0.19	0.17
LOI	0.95	0.66	0.66	0.73	0.86	0.84	0.71	0.87	0.78	0.86
TOTAL	99.53	99.87	99.51	99.56	99.53	99.60	99.98	100.27	100.11	99.51
Li	27.3	18.8	19.2	25.6	38.0	20.8	32.5	33.8	22.9	23.5
Be	4.05	2.36	3.32	3.46	21.3	13.6	15.5	24.1	3.96	21.5
Sc	0.560	6.62	3.72	1.14	3.61	0.460	0.440	0.330	1.14	0.52
V	5.87	7.50	3.44	8.39	13.9	12.6	6.17	2.90	9.91	6.89
Cr	6.12	7.75	7.05	5.67	15.4	7.58	3.61	2.37	3.55	5.52
Co	123	168	138	198	165	135	128	183	130	100
Ni	3.22	2.15	1.73	2.9	6.91	3.96	2.46	2.15	2.33	2.57
Cu	1.87	1.66	1.14	1.89	1.62	1.23	1.43	0.76	1.73	1.66
Zn	15.3	15.8	14.2	50.6	46.0	26.0	30.2	25.0	44.8	30.3
Ga	18.3	17.0	17.5	20.7	20.8	20.2	17.7	20.1	23.4	19.3
Ge	1.20	1.57	1.43	1.37	1.46	1.20	1.22	1.23	1.18	1.21
Rb	255	238	287	265	185	226	226	180	203	179
Sr	69.8	62.1	73.1	55.0	64.2	71.2	71.9	66.3	75.7	73.7
Y	4.63	28.0	13.7	6.23	19.8	5.95	4.13	6.12	5.81	5.49
Zr	103	96.4	92.8	89.5	141	109	92.2	86.9	124	122
Nb	10.3	9.34	8.51	11.4	19.2	12.8	11.8	4.22	8.50	15.5
Cs	1.43	0.98	1.27	1.46	1.90	1.02	1.55	1.78	0.80	1.59
Ba	334	267	300	226	260	308	311	251	302	288
Hf	2.94	2.79	2.68	2.62	4.12	3.18	2.75	2.55	3.58	3.44
Ta	0.79	0.72	0.79	0.97	1.20	0.92	0.98	0.48	0.65	1.19
Pb	23.8	22.4	24.5	25.9	26.6	27.7	30.6	30.5	29.1	32.7
Th	18.8	19.7	16.1	17.2	26.2	30.7	17.7	27.6	39.5	26.4
U	4.01	3.72	3.91	3.40	5.42	4.52	4.27	5.21	4.94	4.77
La	26.3	28.0	22.8	24.6	41.8	38.9	26.2	38.7	39.7	37.1
Ce	60.1	60.2	52.2	56.2	92.7	85.9	57.8	86.1	91.3	86.0
Pr	7.78	8.29	6.83	7.50	12.6	11.8	7.45	11.5	12.5	11.1
Nd	30.0	31.9	26.0	28.7	48.1	46.0	28.7	44.8	49.1	43.2
Sm	6.02	6.40	5.27	6.22	9.97	9.51	5.98	9.30	10.1	8.95
Eu	0.51	0.47	0.48	0.39	0.43	0.52	0.47	0.44	0.52	0.49
Gd	3.66	5.14	3.7	4.17	7.28	5.78	3.92	5.90	4.99	5.67
Tb	0.43	0.69	0.46	0.51	0.93	0.67	0.47	0.70	0.53	0.67
Dy	1.65	4.69	2.61	2.03	4.60	2.44	1.70	2.56	1.94	2.42
Ho	0.18	0.91	0.47	0.23	0.67	0.23	0.16	0.23	0.22	0.22
Er	0.35	2.25	1.35	0.44	1.43	0.35	0.25	0.36	0.45	0.36
Tm	0.03	0.27	0.2	0.04	0.16	0.03	0.02	0.03	0.04	0.03
Yb	0.19	1.50	1.29	0.22	0.90	0.14	0.12	0.14	0.21	0.15
Lu	0.03	0.19	0.18	0.03	0.12	0.02	0.02	0.02	0.03	0.02

表 1 贺兰山古元古代花岗岩主量(wt%)和微量元素(×10^-6)分析结果 Table 1 Contents of major(wt%)and trace elements(×10^-6)for Paleoproterozoic granites in Helanshan

表 2 贺兰山古元古代花岗岩锆石U-Pb定年结果 Table 2 U-Pb dating data of zircons from Paleoproterozoic granite in Helanshan

测点号	元素含量(×10^-6)				同位素比值						同位素年龄(Ma)
测点号	Th	U	Pb^*			1σ		1σ		1σ		1σ		1σ		1σ
11HL-01-02	21.6	392	118	0.06	0.1222	0.0039	4.410	0.073	0.2615	0.0038	1989	56	1714	14	1498	19
11HL-01-05	51.1	150	67.9	0.34	0.1225	0.0040	6.162	0.115	0.3645	0.0055	1994	57	1999	16	2003	26
11HL-01-06	156	237	93.9	0.66	0.1263	0.0040	5.589	0.091	0.3207	0.0046	2047	54	1914	14	1793	23
11HL-01-07	75.0	197	92.1	0.38	0.1181	0.0038	6.155	0.112	0.3777	0.0057	1928	57	1998	16	2066	27
11HL-01-08	31.0	194	80.1	0.16	0.1188	0.0037	5.745	0.094	0.3504	0.0051	1939	55	1938	14	1936	24
11HL-01-10	23.4	217	89.2	0.11	0.1190	0.0037	5.773	0.092	0.3517	0.0051	1940	55	1942	14	1943	24
11HL-01-11	19.5	385	155	0.05	0.1218	0.0037	5.808	0.088	0.3456	0.0049	1983	54	1948	13	1914	23
11HL-01-12	62.8	212	81.2	0.30	0.1196	0.0038	5.191	0.091	0.3147	0.0047	1950	56	1851	15	1764	23
11HL-01-14	51.3	330	149	0.16	0.1181	0.0037	6.230	0.107	0.3825	0.0057	1927	55	2009	15	2088	26
11HL-01-15	77.0	336	75.3	0.23	0.1183	0.0038	3.018	0.055	0.1848	0.0028	1931	56	1412	14	1093	15
11HL-01-19	79.1	158	71.2	0.50	0.1179	0.0037	5.730	0.103	0.3522	0.0053	1925	56	1936	16	1945	25
11HL-01-20	71.0	360	115	0.20	0.1187	0.0037	4.525	0.078	0.2763	0.0041	1936	55	1736	14	1573	21
11HL-01-21	117	217	75.9	0.54	0.1265	0.0042	4.552	0.092	0.2609	0.0041	2050	57	1741	17	1494	21
11HL-01-22	256	565	188	0.45	0.1159	0.0036	4.159	0.070	0.2601	0.0038	1894	55	1666	14	1490	19
11HL-01-25	88.6	294	125	0.30	0.1198	0.0036	6.158	0.091	0.3727	0.0053	1953	52	1999	13	2042	25
11HL-01-26	31.2	245	100	0.13	0.1253	0.0038	5.968	0.097	0.3453	0.0051	2033	53	1971	14	1912	24
11HL-01-27	59.4	302	104	0.20	0.1156	0.0036	4.695	0.079	0.2943	0.0044	1890	54	1766	14	1663	22
11HL-01-28	58.3	96	44.6	0.61	0.1162	0.0037	5.758	0.108	0.3592	0.0056	1899	56	1940	16	1978	26
11HL-01-29	127	200	91.4	0.63	0.1208	0.0037	5.805	0.102	0.3484	0.0053	1968	54	1947	15	1927	25
11HL-01(2)-01	71.3	208	75.4	0.34	0.1190	0.0037	5.383	0.080	0.3281	0.0045	1941	55	1882	13	1829	22
11HL-01(2)-02	88.4	489	83.7	0.18	0.1148	0.0036	2.477	0.037	0.1565	0.0021	1876	55	1265	11	937	12
11HL-01(2)-06	42.7	315	111	0.14	0.1235	0.0038	5.883	0.086	0.3455	0.0048	2007	54	1959	13	1913	23
11HL-01(2)-07	94.2	200	79.3	0.47	0.1212	0.0037	5.906	0.086	0.3532	0.0049	1975	54	1962	13	1950	23
11HL-01(2)-08	29.8	195	70.9	0.15	0.1264	0.0039	5.990	0.091	0.3436	0.0049	2049	54	1974	13	1904	23
11HL-01(2)-15	28.3	248	86.1	0.11	0.1205	0.0037	5.816	0.088	0.3502	0.0051	1964	54	1949	13	1936	24
11HL-01(2)-18	60.7	343	116	0.18	0.1204	0.0037	5.568	0.084	0.3357	0.0049	1962	53	1911	13	1866	24
11HL-01(2)-19	79.4	268	98.1	0.30	0.1193	0.0036	5.813	0.088	0.3539	0.0052	1945	54	1948	13	1953	25

表 2 贺兰山古元古代花岗岩锆石U-Pb定年结果 Table 2 U-Pb dating data of zircons from Paleoproterozoic granite in Helanshan

表 3 贺兰山古元古代花岗岩的锆石Lu-Hf同位素组成 Table 3 Lu-Hf isotopic compositions of zircons from Paleoproterozoic granite in Helanshan

主量元素测定时, 将样品+熔剂制成玻璃熔饼, 采用XRF(Rigaku RIX 2100)进行测定, 分析精度优于2%。微量元素测定时, 将样品和酸加入Teflon高压溶样弹中溶解后制成溶液, 采用ICP-MS(Agilent 7500a)进行测定, 分析精度优于10%。详细实验过程见相关文献(刘晔等, 2007)。

锆石分选依次采用摇床、磁选和重液法进行粗选, 最后在双目镜下选出锆石颗粒用于U-Pb定年。锆石U-Pb年龄测定在LA-ICP-MS仪器上进行, 激光斑束直径为30μm, 频率为8Hz。在测定年龄的同时, 获取锆石的Ti, REE等部分微量元素的含量, 详细分析过程见文献(Liu et al., 2007)。锆石Hf同位素组成在LA-MC-ICP-MS仪器上测定, 激光斑束直径为32μm, 频率为8Hz, 详细分析流程见(Yuan et al., 2008)。ε_Hf(t)的计算采用¹⁷⁶Lu衰变常数为1.867×10^-11a(Albarède et al., 2006), 球粒陨石现今的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.282772, ¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Lu=0.0332(Bouvier et al., 2008)；Hf的亏损地幔模式年龄(t_DM1)计算采用现今亏损地幔¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf=0.28325和¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Lu=0.0384(Vervoort et al., 1999)。Hf同位素两阶段模式年龄(t_DM2)计算时, 平均地壳的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Lu=0.015(Rudnick and Gao, 2003)。

5 分析结果 5.1 主、微量元素地球化学

贺兰山的二云母花岗岩具有高SiO₂含量特征(71.96%~73.87%)。除12HL-49外, 其余样品TiO₂含量变化在0.09%~0.29%之间。所有二云母花岗岩均具有高Al₂O₃(14.39%~15.10%)和K₂O(4.97%~6.06%)含量, 低Na₂O(2.77%~3.00%)、MnO(≤0.01%)和CaO(0.52%~0.71%)含量的特征。Fe₂O₃^T含量变化在1.12%~1.59%之间。这些地球化学特征显示, 二云母花岗岩为过铝质碱性系列(图 3a, b)。相对而言, 石榴子石二云母花岗岩同样具有高SiO₂(71.99%~72.40%)、Al₂O₃(14.36%~14.48%)和K₂O含量(4.79%~5.75%), 以及低Na₂O(2.78%~2.88%)、MnO(0.02%~0.05%)和CaO(0.53%~0.76%)的特征, 并归属于过铝质花岗岩(图 3b)；但是, 石榴石二云母花岗岩的Fe₂O₃^T含量(1.94%~3.22%)明显高于二云母花岗岩的Fe₂O₃^T含量(1.12%~1.59%)。

图 3 贺兰山古元古代花岗岩的TAS图解(a, 据Middlemost, 1994)和A/CNK-A/NK图解(b, 据Maniar and Piccoli, 1989) A/CNK=Al₂O₃/(CaO+Na₂O+K₂O)；A/NK=Al₂O₃/(Na₂O+K₂O) Fig. 3 TAS diagram(a, after Middlemost, 1994)and plot of A/CNK vs. A/NK for Paleoproterozoic granite in Helanshan(b, after Maniar and Piccoli, 1989)

贺兰山二云母花岗岩和石榴石二云母花岗岩均具有稀土总量较高(分别为131×10^-6~211×10^-6和124×10^-6~221×10^-6), 轻重稀土分异明显(LREE/HREE分别为16.1~24.2和8.65~12.78, (La/Yb)_N=75.9~191.2和11.93~31.49)和明显Eu负异常(δEu=0.15~0.32, 计算公式为δEu=2Eu_N/(Sm_N+Gd_N))的特点。在球粒陨石标准化的稀土元素配分图解中明显的REE分异特征(图 4a), 而且两者LREE分异程度一致((La/Sm)_N均在2.49~2.76之间)。但是, 二云母花岗岩和石榴石二云母花岗岩的HREE含量和分异程度差异明显(图 4a), 两者的(Gd/Yb)_N值分别为15.4~34.9和2.3~6.6。除了两者的HREE差异外, 其它稀土元素和微量元素都具有相同的特征, 均富集Rb、Th、U和Pb, 明显亏损Ba、Nb、Ta、Sr和Ti(图 4b)。

图 4 贺兰山古元古代花岗岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDough, 1989) 图 3、图 6图例同此图 Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element diagrams for Paleoproterozoic granite in Helanshan(normalization values after Sun and McDonough, 1989) Symbols in Fig. 3, Fig. 6 as in this figure

5.2 锆石U-Pb年龄与Hf同位素特征

锆石样品分选自二云母花岗岩代表性样品11HL-01。锆石多为50~100μm, 多数为长宽比2:1的短柱状, 少数为长柱状。阴极发光图像显示锆石具有清晰的震荡环带(图 5a)。锆石球粒陨石标准化稀土元素分配模式显示其具有轻稀土亏损、Ce的正异常和Eu的负异常(图略)。而且绝大多数分析点Th/U比值大于0.10。这些均为岩浆锆石的特点。

图 5 贺兰山古元古代花岗岩锆石阴极发光图像(a)和锆石的U-Pb年龄谐和图(b) Fig. 5 CL images(a)and U-Pb concordia plot(b)of zircons from Paleoproterozoic granite in Helanshan

利用LA-ICP-MS测定锆石核部获得55个测点数据。由于锆石中同时既有Pb的丢失, 又有普通Pb的加入。因此, 根据测得的²⁰⁴Pb估算其中非放射成因²⁰⁷Pb, 采用非放射性成因²⁰⁷Pb小于10%的有27个点(表 2), 获得Pb丢失线上交点年龄为1966±20Ma(MSWD=3.7)。其中13个点的²⁰⁶Pb/²³⁸U与²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb的谐和度为95%~105%, 其²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄为1958±30Ma(图 5b), 与上交点年龄在误差范围内一致, 代表了贺兰山二云母花岗岩侵位年龄。

选择U-Pb年龄谐和的锆石颗粒, 进行Lu-Hf同位素测试(表 3), 结果显示锆石的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值小于0.002, ¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf变化在0.281643~0.281778之间, ε_Hf(t)为+3.02~+6.88。按1958Ma结晶年龄计算, 平均地壳两阶段模式年龄变化在2119~2310Ma之间。

6 讨论 6.1 源区性质与岩石成因

贺兰山的二云母花岗岩和石榴子石二云母花岗岩在野外呈渐变关系, 两者为同一岩体, 只是岩体不同部位石榴子石含量有差异。地球化学特征显示, 石榴子石二云母花岗岩具有明显高于二云母花岗岩的Fe₂O₃^T含量以及HREE含量, 而岩相学研究表明石榴子石主要为铁铝榴石。因此, 贺兰山二云母花岗岩和石榴子石二云母花岗岩的地球化学差异仅是由于石榴石引起的, 两者应具有相同的起源和成因特点。

沙巴台花岗岩具有高的SiO₂、Al₂O₃、K₂O, 低TiO₂、Na₂O、MnO和CaO的特征, K₂O+Na₂O变化范围为7.57%~8.83%, K₂O/Na₂O≥1.70; CaO/Na₂O=0.19~0.27, 铝指数A/CNK=1.19~1.30, 属强过铝质花岗岩(图 3)。并且矿物组合中出现石榴子石和白云母(图 2), 显示该花岗岩为S型花岗岩。CIPW标准矿物中出现Q、Ab、An、Or和C组合, 其中刚玉分子C为2.77%~3.70%, 表明岩石属铝和硅过饱和类型。强过铝质反映在造岩矿物上则表现为出现较多高A1的原生矿物, 如白云母、石榴子石等；具有陆壳重熔型花岗岩的特点；里特曼指数σ=1.97~2.67(σ＜3.3, 计算公式为σ=[(K₂O+Na₂O)²]/[(SiO₂)-43]), 属于钙碱性岩；在Si₂O-K₂O图解中, 样品落在钾玄岩系列和高钾钙碱性系列区域内(图略)。尽管由于石榴石含量高低导致HREE地球化学特征的差异, 但该岩体均表现出强烈的轻、重稀土分异特征和明显的Eu负异常特征(图 4a)。反映源区部分熔融过程中石榴子石和富钙斜长石发生了分离结晶作用, 是典型强过铝质花岗岩的稀土元素特征。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图上, 所有花岗岩均富集Rb、Th、U和Pb, 明显亏损Ba、Nb、Ta、Sr和Ti(图 4b)。所有样品的Rb=178.8×10^-6~286.5×10^-6, 绝对大多数样品高于花岗岩的平均值(200×10^-6)；Sr(55.01×10^-6~75.73×10^-6)和Ba(225.9×10^-6~334.0×10^-6)明显低于花岗岩的平均值(Sr=300×10^-6, Ba=830×10^-6)；Ba、Sr亏损反映岩浆经历了较为完全的分离结晶作用；大离子亲石元素(Rb、Th、U和Pb)富集、Nb和Ta亏损显示陆壳物质为岩浆的源岩。

前已述及, 贺兰山花岗岩矿物特征与地球化学特征表明其属于壳源强过铝质S型花岗岩。一般地, 过铝质S型花岗岩CaO/Na₂O主要依赖于斜长石/粘土比值, CaO/Na₂O小于0.3为泥质岩石的局部熔融、大于0.3者则为杂砂岩的局部熔融(Patio-Douce and Johnston, 1991；Skjerlie and Johnston, 1996)。同时, Rb/Sr比值大于0.1、Rb/Ba比值大于0.3, 则其原岩为泥质岩(Sylvester, 1998)。贺兰山过铝质S型花岗岩CaO/Na₂O比值＜0.3, Rb/Sr比值＞0.1, Rb/Ba比值＞0.3, 显示其为泥质岩石部分熔融的结果。区域地质研究表明, 本研究花岗岩侵入于贺兰山岩群孔兹岩系中, 岩体的围岩是一套富铝的片麻岩, 其原岩为泥质岩或泥质粉砂岩, K₂O大于Na₂O, CaO含量低, 其稀土元素总量高, 明显Eu负异常(校培喜等, 2011)。贺兰山花岗岩的主量、微量元素特征与富铝副片麻岩相似。从中结晶出的锆石, 其球粒陨石标准化稀土元素分配模式显示也具有Eu的负异常。指示该研究的过铝质S型花岗岩可能是由存在于下地壳的类似于贺兰山群的富铝片麻岩部分熔融的结果。花岗岩中锆石的ε_Hf(t)变化在+3.02~+6.88之间, 平均地壳两阶段模式年龄为2.12~2.31Ga, 与前人报道的孔兹岩系中岩浆成因的碎屑锆石(U-Pb年龄为2.0~2.2Ga)的Hf模式年龄(2.15~2.45Ga)基本一致(Yin et al., 2011)。进一步说明强过铝质S型花岗岩的源岩有可能是贺兰山岩群基底岩系的富铝副片麻岩。

阴极发光图像显示, 锆石不存在核-幔-边结构。U-Pb定年也未发现其它残留或捕获锆石年龄的存在。因此, 我们利用全岩锆石饱和温度计(Watson and Harrison, 1983)计算获得锆石结晶时的温度为753~795℃, 指示了花岗岩浆的最低形成温度。这一结果与孔兹岩系富铝片岩高温高压熔融实验所获得的黑云母脱水熔融温度800~850℃接近。该花岗岩浆形成的热力学条件部分与泥质岩石进入麻粒岩相的条件相似(Wei et al., 2004), 并且与前人通过传统矿物温度计计算的贺兰山群主期变质温度大体相当(杨家喜等, 1992)。结合前人资料(胡能高等, 1994；Yin et al., 2011), 我们认为贺兰山过铝质S型花岗岩应该是贺兰山基底孔兹岩系的富铝片麻岩于古元古代发生脱水部分熔融的产物。

6.2 形成环境

Barbarin(1999)将A/CNK≥1的过铝质花岗岩分为含白云母过铝花岗岩类(MPG)和含堇青石过铝花岗岩类(CPG)。MPG主要来源于地壳, 形成于大型地壳剪切或逆掩构造所影响的造山带, 有主要由“湿”的地壳岩石深熔作用和岩浆结晶作用形成, 具有接近花岗质最低熔体成分的特点。研究区过铝质S型花岗岩含有石榴石和白云母, 它们的A/CNK=1.19~1.30, 岩浆形成温度753~795℃, 属于典型的含白云母过铝质花岗岩(MPG), 表明主要来源于地壳物质。低Y、Nb、Yb特点显示其类似于火山弧和同碰撞花岗岩特征, 而排除了板内花岗岩和洋脊花岗岩的可能性(图 6a, b)。Maniar and Piccoli(1989)指出, 同碰撞花岗岩A/CNK>1.15, 而火山弧花岗岩A/CNK＜1.05。研究区花岗岩A/CNK>1.15, 显示为同碰撞花岗岩, 这一结论也得到高Rb特征的支持(图 6c, d)。

图 6 贺兰山古元古代花岗岩的微量元素环境判别图解(据Pearce et al., 1984) (a)-Y-Nb ;(b)-Yb-Ta ;(c)-(Y+Nb)-Rb ;(d)-(Y+Ta)-Rb.ORG-洋中脊花岗岩；VAG-火山弧花岗岩；WPG-板内花岗岩；syn-COLG-同碰撞花岗岩 Fig. 6 Tectonic discrimination diagrams of Paleoproterozoic granite in Helanshan(after Pearce et al., 1984) ORG-oceanic ridge granites; VAG-volcanic arc granites; WPG-within-plate granites; syn-COLG-syn-collision granites

6.3 构造意义

华北西部陆块形成于阴山地块与鄂尔多斯地块1.95Ga的陆陆碰撞作用, 并形成了贺兰山基底变质岩系——孔兹岩带(赵国春, 2009)。孔兹岩系的变质时代为1950±8Ma(周喜文和耿元生, 2009), 贺兰山古元古代1.95Ga这期构造热事件普遍存在于华北克拉通北缘的孔兹岩带(王惠初等, 2005；Wan et al., 2006)。例如, 乌拉山地区1.89~1.95Ga变质热事件(刘建辉等, 2013)、大青山地区1.95Ga的镁铁质岩浆事件及其伴随的变质作用(Wan et al., 2013)和普遍的变质锆石年龄(1.83~1.96Ga, 董春艳等, 2012)。同时, 千里山孔兹岩系区域变质作用也发生于1.95Ga(Yin et al., 2009)。另外, 阿拉善变质基底中普遍存在2.0~1.9Ga的构造热事件(耿元生等, 2010)。Santosh et al., (2007a, b)对含有假蓝宝石的变质岩石进行同位素定年研究, 提出1.92Ga为超高温变质作用时代。本研究证明贺兰山S型花岗岩于同碰撞构造环境, 时代为1958±30Ma, 与上述研究成果相吻合。综合分析本文及前人研究成果, 表明1.95Ga左右, 阴山陆块与鄂尔多斯陆块确实曾与1.95Ga左右发生陆-陆碰撞形成普遍的变质作用和表壳岩系的深熔作用, 形成本文所研究的S型花岗岩。

7 结论

(1) 贺兰山花岗岩主要为二云母花岗岩和石榴子石二云母花岗岩, 具有高Al₂O₃和K₂O、低Na₂O、MnO和CaO, 以及亏损Ba、Nb、Ta、Sr、Ti, 富集Rb、Th、U和Pb特征, 是典型的过铝质S型花岗岩。可能源于贺兰山基底富铝质片麻岩的部分熔融。

(2) LA-ICP-MS获得花岗岩锆石U-Pb同位素年龄为1958±30Ma, 代表了花岗岩侵位年龄, 并与区域主变质时间一致, 为限定华北西部陆块拼合形成时代提供了新的依据。

致谢在薄片鉴定中得到苟龙龙老师的帮助；在研究工作中得到了张成立老师、魏君奇老师、张瑞英博士的帮助；审稿人包志伟博士、张华锋博士、耿元生研究员提出了建设性意见！在此一并表示感谢！

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岩石学报 2013, Vol. 29 Issue (7): 2405-2415	PDF