賀根山洋閉合與后造山伸展
——來自科右中旗構造混雜巖帶內晚三疊世花崗巖的證據

王帥,趙東芳,李英杰,金松,董培培,張夏煒,孟都

1) 河北地質大學河北省戰略性關鍵礦產研究協同創新中心,石家莊,050031;2) 中國地質大學(北京)地球科學與資源學院,北京,100083;3) 中化地質礦山總局中心實驗室,河北涿州,072750;4) 中化地質礦山總局地質研究院,北京,100101

內容提要：內蒙古科爾沁右翼中旗巨日合A2型二長花崗巖位于賀根山縫合帶東段,侵位于早石炭世杜爾基構造混雜巖(帶)中。筆者等通過對其進行系統的野外地質特征、巖石學、地球化學和鋯石U-Pb年代學研究,旨在厘定巖體成因和構造背景,為古亞洲洋分支洋盆—賀根山洋閉合時限提供證據。巨日合二長花崗巖主要由細粒二長花崗巖和中粒二長花崗巖組成。LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結果顯示巨日合二長花崗巖侵位于晚三疊世(203.7±1.6 Ma)。地球化學研究顯示,該巖體高硅(SiO2=71.08%～76.62%)、富堿(Na2O+K2O=7.99%～9.28%),貧鈣(CaO=0.25%～1.67%)和鎂(MgO=0.05%～0.63%);負Eu異常顯著(δEu=0.14～0.50),Rb、Th、U、K、Ga元素較富集,而Ba、Sr、P、Ti元素相對虧損,且10000Ga/Al(3.62～4.90)、TFeO/MgO(3.40～14.80)、(Na2O+K2O)/CaO(5.03～31.96)值較高,顯示出A2型花崗巖特征,代表其形成于后造山伸展拉張環境。同時結合巖漿起源溫壓條件研究,認為巖體可能為殼源含斜長石的角閃石質巖石在脫水條件下部分熔融及其后的結晶分異作用成因。結合中亞造山帶東段早石炭—晚三疊世蛇綠巖、洋內弧和后造山型巖漿巖的時空演化關系,揭示賀根山洋可能在二疊紀末期閉合,并在三疊紀進入后造山伸展拉張階段。

A型花崗巖因特殊的地球化學特征、巖石成因及構造背景,一直是花崗巖研究領域的熱點之一(Loiselle and Wones,1979;Collins et al., 1982;Pitcher,1993;Bonin,2007;吳鎖平等,2007;程銀行等,2014)。通常認為,A型花崗巖具有特殊的地球化學組分,具體為:高Si,貧Sr、Ba、Ti、P以及顯著的負Eu異常(Whalen et al., 1987;Eby,1992;張旗等,2012),是判斷地殼伸展拉張構造背景的依據之一。Eby(1992)將A型花崗巖進一步分為A1和A2型兩個亞類,分別代表大陸裂谷或板內伸展拉張有關的非造山構造背景(anorogenic)和后碰撞、陸內剪切等后造山構造背景(post-orogenic)下的伸展拉張。目前,在A型花崗巖的成因和區分非造山A1型花崗巖與后造山A2型花崗巖的地球動力學背景等方面還存在分歧。但是地質工作者普遍認為,A型花崗巖具有特定的礦物學、巖石學和地球化學標志與特征,主要形成于造山帶造山后和板內非造山的伸展拉張動力學背景,對地球動力學背景具有重要的構造指示意義(Barbarin,1990,1999;Eby,1990;Coleman et al., 1992;Whalen et al., 1996;Bonin,1998)。因此,A型花崗巖的成因研究可以為揭示殼幔相互作用和約束區域構造演化提供重要依據。

華北板塊與西伯利亞板塊之間古亞洲洋東段洋盆的最終閉合時間,一直是中亞造山帶研究與爭論的熱點(邵濟安,1991;陳斌等,2001;Jian Ping et al., 2010;徐備等,2014;Yang Gaoxue et al., 2015,2019;Li Yingjie et al., 2020a)(圖1a)。主要有以下幾種觀點:①基于對蛇綠巖和石炭紀—二疊紀侵入巖的年代學和地球化學研究,認為古亞洲洋從奧陶紀到二疊紀持續俯沖,直到晚二疊世—早三疊世閉合(陳斌等,2001;Jian Ping et al., 2010;李英杰等,2012;Li Yingjie et al., 2018a,2018b,2020a,2020b;王金芳等,2021;王帥等,2021);②基于造山帶結構、構造變形、地層不整合關系及造山期后A型花崗巖等方面的研究,認為古亞洲洋在晚泥盆世—早石炭世之前閉合(邵濟安,1991;徐備等,2014);③基于沿索倫—西拉木倫縫合帶呈零星、線性展布的二疊紀末—中三疊世具加厚下地殼源區高Sr/Y特征的花崗巖類的地球化學和同位素特征,認為古亞洲洋雙向俯沖—增生過程直至早—中三疊世(Wu Didi et al., 2021;Jing Yan et al., 2022)。內蒙古東部科右中旗地區位處中亞造山帶東段賀根山縫合帶內(圖1b),該帶自西向東斷續出露二連浩特蛇綠巖、賀根山蛇綠巖、朝克山蛇綠巖、迪彥廟蛇綠巖和梅勞特烏拉蛇綠巖等北東向展布的蛇綠巖巖塊以及俯沖島弧型—碰撞型—后造山型花崗巖(張曉暉等,2006;Jian Ping et al., 2010;李英杰等,2013,2015;石玉若等,2014;董培培等,2020;王帥等,2022)。后造山A2型花崗巖類的形成時代分別為早三疊世、中三疊世和早白堊世(程天赦等,2014;王金芳等,2017;王帥等,2022),而侵位于賀根山縫合帶東段蛇綠巖(帶)中的后造山A2型花崗巖體少有報道。有關賀根山縫合帶東段造山事件結束的討論與認識尚缺乏明確的造山后巖石學、地球化學及年代學證據。近年,筆者通過中國地質調查局1∶5萬地質填圖,在內蒙古東部科右中旗地區早石炭世杜爾基構造混雜巖(帶)中新發現二長花崗巖體,該巖體位處科右中旗早石炭世杜爾基構造混雜巖(帶)內(金松,2020),通過對其開展系統的巖石學、地球化學分析以及LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年,進一步探討其成因類型及構造環境,以期為古亞洲洋分支洋盆—賀根山洋閉合時限以及后造山伸展拉張構造演化提供進一步的證據和約束。

圖1 內蒙古科右中旗巨日合地區大地構造位置示意圖(a,b,據Wu Fuyuan et al., 2007;肖文交等,2019)和地質簡圖(c)Fig.1 Sketch tectonic map (a, b, after Wu Fuyuan et al., 2007; Xiao Wenjiao et al., 2019&) and simplified geological map (c) of the Jurihe region in Horqin Right Middle Banner, Inner Mongolia① 喜桂圖—塔源縫合帶;②賀根山—黑河縫合帶;③索倫—西拉木倫縫合帶;④嘉蔭—牡丹江斷裂;⑤伊通—依蘭斷裂;⑥敦化—密山斷裂① Xiguitu—Tayuan suture zone;② Hegenshan—Heihe suture zone;③ Solonker—Xra Moron suture zone;④ Jiayin—Mudanjiang fault;⑤ Yitong—Yilan fault;⑥ Dunhua—Mishan fault

1 地質背景和巖體特征

巨日合二長花崗巖體位于內蒙古東部科右中旗西北部巨日合一帶,區域構造位置屬于賀根山縫合帶東段(圖1b),位處于早石炭世杜爾基構造混雜巖(帶)內,大體呈近東西向產出,長約13 km,寬約4 km,出露面積約52 km2,侵位于本巴圖組粉砂質板巖、變質泥質粉砂巖中,多被第四系覆蓋(圖1c)。杜爾基構造混雜巖主要由強變形淺變質的海相碎屑巖和基本未發生變形的蝕變火成巖組成,其中海相碎屑巖巖性以構造片巖、變質砂巖及千枚巖為主?；鸪蓭r巖石類型包括輝石角閃巖—角閃石巖、玄武巖、輝綠巖、閃長巖,其巖石組合可與西烏旗迪彥廟前弧玄武巖和伊豆—小笠原—馬里亞納(IBM)前弧巖石地層對比(金松等,2022)。海相碎屑巖變形強烈,由于強烈擠壓作用發育揉皺或層間彎流褶皺,局部破碎呈斷層泥夾于火成巖之間。地表露頭以能干性較強的火成巖為主,呈不規則剛性塊體狀包裹于海相碎屑巖之中,不同火成巖之間亦為斷層接觸,邊部發育不同程度的片理化(金松,2020)。

巨日合二長花崗巖劃分為細粒二長花崗巖和中粒二長花崗巖2種巖性,巖體中部主要為中粒二長花崗巖,邊部為細粒二長花崗巖,中粒二長花崗巖和細粒二長花崗巖呈漸變接觸關系,在與本巴圖組變質泥質粉砂巖邊界處見細粒二長花崗巖冷凝邊,未見明顯糜棱巖化現象。巖石呈淺肉紅色,中細粒自形—半自形粒狀結構,塊狀構造(圖2a,b)。主要礦物由斜長石(35%～40%)、堿性長石(30%～35%)、石英(25%～30%)和少量黑云母(～5%)組成。斜長石呈自形—半自形板狀,局部可見聚片雙晶,部分顆粒具環帶結構,粒徑0.2～5 mm;堿性長石呈自形—半自形板狀,主要為正長石、條紋長石和微斜長石,正長石發育卡式雙晶,粒徑0.2～5 mm。其中,條紋長石多呈定向排列的細脈狀和樹枝狀;石英多為渾圓粒狀,充填于斜長石和堿性長石顆粒間,波狀消光,局部可見裂紋,粒徑0.2～5 mm。另外可見少量的細小黑云母,自形片狀,片徑0.2～2 mm,副礦物主要為鋯石和磁鐵礦(圖2c,d)。

圖2 內蒙古科右中旗巨日合二長花崗巖野外和顯微照片: (a)(b)—二長花崗巖野外露頭照片;(c)(d)—二長花崗巖顯微照片(正交偏光)Fig.2 Photos of the Jurihe monzogranite in Horqin Right Middle Banner: (a) (b)—field outcrop photos of monzogranite; (c) (d)—micrographs of monzogranite (perpendicular polarized light)Pl—斜長石;Pth—條紋長石;Q—石英;Or—正長石;Bt—黑云母Pl—plagioclase; Pth—perthite; Q—quartz; Or—orthoclase; Bt—biotite

2 鋯石U-Pb年齡

本次研究在巨日合二長花崗巖體近中心部位采集了1件新鮮的巖石樣品(TW05),用于鋯石U-Pb同位素測年,采樣點地理位置為北緯45°12′44″、東經121°04′05″(圖1c)。

2.1 分析方法

鋯石制靶、陰極發光(CL)照相由北京科薈測試技術有限公司(北京鋯年)完成,具體流程參照宋彪等(2002)。LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年在北京離子探針中心完成,所用測年儀器為NWR193激光剝蝕系統和耶拿PQMS電感耦合等離子體質譜儀,激光剝蝕斑束直徑為35 μm,剝蝕深度為20～40 μm。采用國際標準鋯石91500為外部鋯石年齡標準進行同位素分餾校正,元素含量分別以標樣NIST SRM610為外標、29Si作為內標進行校正,詳細的實驗流程見Yuan Honglin等(2008)。數據處理采用ICPMSDataCal 8.4程序(Liu Yongsheng et al., 2008),并進行普通鉛校正(Anderson,2002),最終采用ISOPLOT(3.0版)完成年齡計算及諧和圖繪制。

2.2 分析結果

巨日合二長花崗巖樣品(TW05)的鋯石大多數晶形完好,形態多為長柱狀自形—半自形晶體,長寬比為1∶1～2∶1。陰極發光(CL)圖像顯示,大部分鋯石內部結構清晰,發育較好的結晶環帶,屬巖漿鋯石(圖3a)。本次對樣品中的16顆鋯石進行了16個點的U-Pb測試(表1)。從表1可以看出,Th/U比值較高,為0.35～0.75(平均0.49>0.4),同樣表明鋯石為巖漿成因(Corfu et al., 2003)。在年齡諧和圖曲線上(圖3b),16個測點的數據都集中在諧和線上及附近。從206Pb/238U年齡直方圖(圖3c)中同樣可以看出,全部鋯石測點年齡都集中在204 Ma附近,加權平均值為203.7±1.6 Ma,MSWD=0.95,屬晚三疊世,代表了巨日合二長花崗巖的侵位年齡。

圖3 內蒙古科右中旗巨日合二長花崗巖(TW05)鋯石陰極發光(CL)圖像(a)、U-Pb諧和圖(b)及加權年齡平均值(c)Fig.3 CL image of zircons (a), U-Pb concordia diagram (b) and weighed average age (c) from the Jurihe monzogranite granite (TW05) in Horqin Right Middle Banner, Inner Mongolia

3 地球化學

于巨日合二長花崗巖體不同部位共采集了8件巖石樣品用于地球化學組分分析。主量、微量及稀土元素分析在中化地質礦山總局中心實驗室完成。主量元素測定采用PW440型X射線熒光光譜儀(XRF)分析SiO2、Al2O3、TFe2O3、CaO、MgO、K2O、Na2O、MnO、P2O5、TiO2等,重鉻酸鉀滴定法分析FeO,高溫加熱—濃硫酸吸收—重量法分析H2O+,非水滴定容量法分析CO2,高溫加熱—重量法分析燒失量(LOI),分析誤差小于2%,微量及稀土元素測定采用X-Series p型電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS),分析誤差小于5%,分析結果見表2。

表2 內蒙古科右中旗巨日合二長花崗巖主量元素(%)和微量元素(×10-6)分析結果Table 2 Major (%) and trace (×10-6) elements analyses of the Jurihe monzogranite in Horqin Right Middle Banner, Inner Mongolia

從表2可以看出,巨日合二長花崗巖樣品高硅(SiO2=71.08%～76.62%)、富鉀(K2O=4.63%～5.69%),同時具有較高的鈉含量(Na2O=3.07%～3.99%),整體表現為富堿(Na2O+K2O=7.99%～9.28%)特征。在SiO2—(Na2O+K2O — CaO)圖(圖4a)中,樣品顯示出堿鈣—堿性的特征。此外,樣品顯示出低鈣(CaO=0.25%～1.67%)、鎂(MgO=0.05%～0.63%)、磷(P2O5=0.02%～0.15%)和鈦(TiO2=0.04%～0.43%)的特點。樣品相對低鋁(Al2O3=12.37%～13.82%),在A/CNK—A/NK圖(圖4b)中,樣品點落入偏鋁質—過鋁質區域內,其A/CNK=0.93～1.14、A/NK=1.09～1.26,顯示準鋁—弱過鋁質特征。

圖4 科右中旗巨日合二長花崗巖SiO2—(Na2O+K2O—CaO)分類圖解(a)(據Frost and Frost,2008)和A/CNK—A/NK圖解(b) (據Maniar and Piccoli,1989)。數據引自:王金芳等,2020a;孫曉東等,2021Fig.4 SiO2—(Na2O+K2O—CaO) classification diagram (a) (after Frost and Frost, 2008) and Shand’s index (b) (after Maniar and Piccoli, 1989) of the Jurihe monzogranite in Horqin Right Middle Banner. Data sources: Wang Jinfang et al., 2020a&; Sun Xiaodong et al., 2021&

巨日合二長花崗巖樣品稀土元素總量較低(∑REE=72.10×10-6～301.06×10-6),輕、重稀土元素分餾不明顯[(La/Yb)N=1.00～4.54],曲線總體均較平坦。樣品負Eu異常顯著(δEu=0.14～0.50)(圖5a),暗示巖體可能受斜長石分離結晶作用影響或與源區殘留斜長石有關(王金芳等,2020a)。在微量元素方面,樣品均富集Rb、Th、U、K、Ga,虧損Ba、Sr、P、Ti等元素(圖5b)。

圖5 科右中旗巨日合二長花崗巖稀土元素配分曲線(a) (據Eby,1992)和微量元素蛛網圖(b) (據Sun et al., 1989)。圖例同圖4Fig.5 Chondrite-normalized REE pattern (a) (after Eby, 1992) and primitive mantle-normalized spidergram for trace element (b) (after Sun et al., 1989) of the Jurihe monzogranite in Horqin Right Middle Banner. Symbols are the same as in Fig.4

4 討論

4.1 巖石屬性和成因

地球化學分析結果顯示,巨日合二長花崗巖高硅、富堿,貧鈣、鎂、磷、鈦,負Eu異常顯著,微量元素Rb、Th、K、Ta和Hf相對富集,而Ba、Sr、P、Ti元素相對虧損,且都具有較高的(Na2O+K2O)/CaO(5.03～30.96)和TFeO/MgO(3.40～13.06)值。與此同時,巖體微量元素Ga(25.0×10-6～32.1×10-6)含量較高,其10000Ga/Al值為3.62～4.90,均大于A型花崗巖的下限值2.6。在花崗巖類判別圖(圖6)中,除樣品XT04-1(圖6b),其余樣品點均落入A型花崗巖區。上述地球化學特征表明巨日合二長花崗巖具有A型花崗巖特征。然而樣品的分異指數DI(87.92～96.50)較高,且在圖6b中,部分樣品點落入I/S分異型花崗巖區,暗示其可能經歷了結晶分異作用。結晶分異作用可以很容易地改變花崗巖的組分,并且大多數高分異花崗巖也具有A型花崗巖的特征。

圖6 科右中旗巨日合二長花崗巖巖石類型判別圖(據Whalen et al., 1987;Wu Fuyuan et al., 2017)。 圖例同圖4Fig.6 Rock type discrimination diagrams of the Jurihe monzogranite in Horqin Right Middle Banner (after Whalen et al., 1987; Wu Fuyuan et al., 2017). Symbols are the same as in Fig.4

高分異花崗巖與A型花崗巖,特別是鋁質A型花崗巖很難區分。對此問題,我們采用Wu Fuyuan等(2017)提出的區分方案。A型花崗巖在圖6b上的趨勢是從A型花崗巖區向高分異花崗巖區演化。相反,I-或S-型花崗巖在分異過程中,其10000Ga/Al比值逐漸升高,顯示與A型花崗巖相反的趨勢(圖6b)。巨日合二長花崗巖樣品數據清楚地表現出其A型花崗巖的演化趨勢(圖6b)。此外,高分異花崗質巖漿由于結晶時間較長,導致其很容易被圍巖混染(Wu Fuyuan et al., 2017),且隨著混染作用的不斷進行,導致圍巖物質會以殘留晶形式在花崗巖中大量存在。因此,盡管巨日合二長花崗巖經歷了結晶分異作用,但巖體中少見有殘留晶,表明其結晶時可能處于混染的早期階段。在A/CNK—A/NK圖(圖4b)中,樣品多數落入過鋁質區域內,另外兩個落入偏鋁質區域,且A/CNK=0.93～1.14、A/NK=1.09～1.26,表明巖體應屬準鋁質—弱過鋁質A型花崗巖。與此同時,Eby(1992)將A型花崗巖分為與洋島玄武巖(OIB)類似,具有很低Y/Nb,Yb/Ta值的A1型;與島弧玄武巖(IAB)類似,具有高Y/Nb,Yb/Ta值的A2型。巨日合二長花崗巖的Y/Nb值為1.92～3.91,Yb/Ta值為2.10～5.03,都明顯>1,顯示具島弧玄武巖親緣性,應屬A2型花崗巖(圖7),與中亞造山帶東段A2型花崗巖地球化學特征一致(Liu Wei et al., 2005;石玉若等,2007,2014;張旗等,2012)。

圖7 內蒙古科右中旗巨日合二長花崗巖Y/Nb—Ce/Nb判別圖解(據Gao Shuang et al., 2022)。圖例同圖4Fig.7 The Y/Nb—Ce/Nb diagram of Jurihe monzogranite in Horqin Right Middle Banner, Inner Mongolia (after Gao Shuang et al., 2022). Symbols are the same as in Fig. 4OIB—洋島玄武巖;IAB—島弧玄武巖OIB—ocean island basalt; IAB—island arc basalt

A型花崗巖類可以形成于多種成因過程,概括起來主要有以下3種:殼源酸性巖漿與幔源基性巖漿混合(Griffin et al., 2002;Barbarin,2005);幔源玄武質巖漿低程度部分熔融或結晶分異(Turner et al., 1992;Lee and Bachmann,2014);殼源物質部分熔融(Chappell and White,2001;Sisson et al., 2005)。巨日合二長花崗巖SiO2(71.08%～76.62%)含量高,變化范圍窄,未見同時代鎂鐵質巖石及鎂鐵質包體,不具有幔源玄武質巖漿低程度部分熔融或結晶分異和殼源酸性巖漿與幔源基性巖漿混合作用成因特征。巨日合二長花崗巖較低的REE含量和平坦略右傾的稀土元素分布模式(圖5a),指示源區無石榴子石殘留,而Sr與Ba的強烈虧損表明,源區殘留相中含有長石,Sr與Eu的強烈虧損(圖5b)則揭示源區存在大量斜長石。另外,當巖漿源區殘留相中含有少量石榴子石(10%)時,其部分熔融形成的花崗巖具有高鍶低釔(adakitic)特征,并且Y/Yb明顯大于10(Hollocher et al., 2002),Y/Yb接近10時,源區以角閃石為主,不含或含極少量的石榴子石。巨日合二長花崗巖Y/Yb值為7.18～8.61<10,巖漿源區以角閃石為主。因此,綜合分析認為巖體巖漿源區是以角閃石+斜長石為主要殘留相的淺部低壓區(Rapp and Watson,1995),應為低壓下新增生中基性地殼物質部分高溫熔融及其后的結晶分異作用成因。這些特征揭示,該區處于伸展拉張環境,與中亞造山帶東段內蒙古中東部地區A2型花崗巖的成因類似(張旗等,2012)。

對于淺部新增生中基性地殼低壓高溫熔融所需的深部高熱異常,越來越多的學者認為,與造山帶造山后的俯沖板片斷離、“去根”、重力垮塌等作用誘發軟流圈地幔物質上涌而產生的幔源玄武質巖漿底侵有關(Bonin,2007;吳福元等,2007;張旗等,2012)。在整個中亞造山帶,幾乎所有中生代鋁質A2型花崗巖都具有正εNd(t)值、年輕的Nd模式年齡等特征(石玉若等,2014;王金芳等,2017,2020a;王帥等,2022;Wang Shuai et al., 2023),反映了與板片斷離作用有關的幔源巖漿底侵作用的存在與普遍發育。另外,對于研究區的地球動力學背景和過程,賀根山縫合帶的殼幔電性結構特征可能提供了一些重要佐證(徐新學等,2011)。賀根山縫合帶內的3個串珠狀巨型高導塊體和上地幔高導層隆起區(圖8),較好地表征了俯沖板片斷離、軟流圈物質上涌觸發巖石圈地幔減壓部分熔融,反映了賀根山縫合帶具有明顯的殼幔高導層連通渠道,是幔源物質向上運移的通道。在巖相學上,巨日合二長花崗巖發育正條紋長石(圖2c,d),缺乏常見于S型花崗巖中的繼承鋯石,揭示熔體的高溫、貧水和巖漿早期結晶高溫的條件。這些特征進一步反映該巖體為低壓下新增生中基性地殼部分高溫熔融及其后的分異作用成因。

圖8 賀根山縫合帶殼幔電性結構特征(據徐新學等,2011)Fig.8 The crust—upper mantle electrical structure in Hegenshan suture zone (after Xu Xinxue et al., 2011&)

4.2 巖漿起源溫壓條件

通常認為A型花崗巖是在高溫低壓環境下形成的,一般為淺部地殼(Clemens et al., 1986),因而對巨日合二長花崗巖形成溫壓條件的計算,可以從側面佐證其為A型花崗巖。同時利用巖漿形成的溫壓條件,推測其源區深度,進而為巖漿起源和演化機制提供制約。

4.2.1Q—Ab—Or—H2O平衡壓力計算

前人根據大量巖石學實驗數據,總結出Q—Ab—Or—H2O平衡相圖,利用此相圖可以求算出巖漿形成時的溫度和壓力。

Q、Ab、Or 3個端元數據為CIPW標準礦物含量,從巖石Q—Ab—Or—H2O平衡相圖(圖9a)中可以看出,巖石樣品形成壓力約為0.2～0.3 GPa,相當于7～8 km的深度,屬淺部地殼。而形成溫度約為700℃,略低于A型花崗巖平均水平(800～900℃),分析可能是由于流體和氟的解聚作用,使巖石近固相線溫度降低,而Q—Ab—Or—H2O平衡相圖溫度值為共結溫度,所以可能受到上述因素影響(劉昌實等,2003)。

圖9 內蒙古科右中旗巨日合二長花崗巖Q—Ab—Or—H2O平衡相圖(a)(據諶宏偉等,2005)和M—Zr圖解(b)(據Wang Shuai et al., 2023)。 圖例同圖4Fig.9 Triangle diagram of Q—Ab—Or—H2O (a) (after Chen Hongwei et al., 2005&) and M values versus Zr content diagram (b)(after Wang Shuai et al., 2023) of the Jurihe monzogranite in Horqin Right Middle Banner. Symbols are the same as in Fig. 4

4.2.2鋯石飽和溫度計

由于花崗巖大多是絕熱式上升就位的,那么巖漿早期結晶溫度就可以近似代表巖漿形成時的溫度(吳福元等,2007),因為鋯石在酸性巖漿中一般較早晶出,所以鋯石飽和溫度就可以近似認為是巖漿形成的溫度。筆者等采用Watson(1979)得出的鋯石溶解度—飽和溫度模擬公式:

式中,令全巖

n(Si)+n(Al)+n(Fe)+n(Mg)+n(Ca)+n(Na)+n(K)+n(P)=1,

(見王楠等,2017)。在沒有進行全巖鋯石礦物Zr、Hf校正時,純鋯石中Zr=497626×10-6,同時用全巖的Zr含量近似代表熔體中的Zr含量。計算出樣品形成溫度基本集中在699～847℃之間(圖9b),較為接近但略低于A型花崗巖形成的平均溫度。顯然,巖體受到了結晶分異作用的影響。

4.3 對內蒙古中東部地區三疊紀構造環境的約束

賀根山縫合帶作為中亞造山帶東段構造演化的關鍵區域之一,相關地質工作成果豐碩,為賀根山洋洋陸轉換和閉合過程提供了大量的巖石學和年代學證據(Cheng Yinhang et al., 2014,2020;劉建峰等,2014;李英杰等,2013,2015,2018,2023;Yang Gaoxue et al., 2020,2022;Liu Haidong et al., 2021;董培培等,2021)。而有關賀根山洋的閉合時間一直存在爭議,主要有以下兩種觀點:一是認為中—晚泥盆世賀根山洋閉合,晚古生代巖漿巖形成于大陸裂谷環境(邵濟安,1991;徐備等,2014);二是認為石炭紀—二疊紀為洋陸轉換階段(陳斌等,2001;Jian Ping et al., 2010;李英杰等,2012;Li Yingjie et al., 2020a)。近年來,賀根山縫合帶區域內發現大量早石炭世—中二疊世SSZ型蛇綠巖和島弧型巖漿巖(李英杰等,2015;王金芳等,2018a,2018b,2019,2020b;Li Yingjie et al., 2020a;李英雷等,2021;金松等,2022),蛇綠混雜巖變形強烈,巖石多呈斷塊狀,揭示賀根山洋在早石炭世—中二疊世并未閉合,而是處于大洋俯沖消減和陸殼增生過程中。

從區域地層看,早—中二疊世大石寨組發育海相火山巖—沉積巖組合,顯示該時期存在較為強烈的巖漿活動,至中二疊世哲斯組發育為淺海相碎屑巖沉積,構造環境相對穩定,二者構造環境發生了顯著變化(Yu Qian et al., 2017)。而到了晚二疊世則過渡為陸相環境,科右中旗地區在強烈擠壓應力作用下整體抬升,在其石炭—二疊系地層中形成了NE向褶皺、斷裂、韌性剪切帶等構造,并發育陸相湖沼相碎屑沉積的林西組(賀宏云等,2019),說明賀根山洋接近閉合。三疊紀其已經處于碰撞—后碰撞—拉張的轉換期,存在I型—A型過渡的花崗巖及火山巖(240～220 Ma),巖石基本無變形,構造屬性由區域性擠壓為主并逐漸轉為弧后伸展的構造環境(賀宏云等,2020)。本次獲得的科右中旗巨日合二長花崗巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為203.7±1.6 Ma,與中亞造山帶東段大多數后造山花崗巖形成年齡基本一致(Liu Wei et al., 2005;張曉輝等,2006;石玉若等,2007;張維等,2010;李紅英等,2015)。巖體侵位于科右中旗早石炭世杜爾基構造混雜巖(帶)(348.3 Ma)(金松等,2022)中,這種巖體稱為“釘合巖體”,為板塊碰撞后的產物(韓寶福等,2010)。

結合國際洋內初始俯沖作用巖石組合研究成果以及區域同時期蛇綠巖、洋內弧巖石組合和A2型花崗巖資料,可初步建立起早石炭世—晚三疊世賀根山洋洋內俯沖—閉合的巖石組合序列:早石炭世迪彥廟SSZ型蛇綠巖(333.4 Ma)(Li Yingjie et al., 2020a)及杜爾基構造混雜巖(348.3 Ma)(金松等,2022)、晚石炭世梅勞特烏拉SSZ型蛇綠巖(308.5 Ma)(李英杰等,2015)、玻安巖、早二疊世高鎂安山巖(282 Ma)(王金芳等,2018a)、埃達克巖(279.3 Ma)(王金芳等,2018b)、中—晚二疊世島弧巖漿巖(254.4 Ma、278.2 Ma)(范玉須等,2019;李英雷等,2021)、早—中三疊世A2型花崗巖(245 Ma、242.9 Ma)(張曉輝等,2006;王金芳等,2020a),進而表明二疊紀末期賀根山洋已經閉合,并在三疊紀進入造山帶后造山伸展拉張階段。在這一構造演化階段,先期俯沖的賀根山洋高密度巖石圈地幔沿俯沖方向“向下拖曳”,而與其相連接的賀根山縫合帶低密度新增生巖石圈沿俯沖方向“反向上浮”。二者之間的密度差,主要是由于俯沖板片下部隨著俯沖深度的增加而發生了俯沖洋殼榴輝巖相變質作用,榴輝巖密度大于地幔橄欖巖,從而引起重力不穩。這種“向下拖曳”與“反向上浮”的拉張力誘發賀根山洋俯沖巖石圈地幔在與賀根山縫合帶巖石圈連接的附近區域發生俯沖板片斷離(圖10a)。賀根山洋巖石圈俯沖板片斷離造成的低壓空間,引發軟流圈地幔物質沿板片斷離形成的板片窗上涌,并發生熔融產生幔源玄武質巖漿和底侵以及伸展拉張減壓作用(圖10b),進而觸發賀根山縫合帶新增生中基性地殼低壓高溫部分熔融,形成后造山A2型花崗巖漿(圖10c)。

圖10 內蒙古科右中旗巨日合二長花崗巖俯沖板片斷離—造山后伸展模型Fig.10 The subducted slab break off-post-orogenic extension model of the Jurihe monzogranite in Horqin Right Middle Banner, Inner Mongolia

5 結論

(1)巨日合二長花崗巖侵位于科右中旗早石炭世杜爾基構造混雜巖(帶)中,LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為203.7±1.6 Ma,揭示其侵位時代為晚三疊世。

(2)巨日合二長花崗巖具高硅、富堿,貧鈣、鎂,A/CNK=0.93～1.14、A/NK=1.09～1.26,負Eu異常顯著,Rb、Th、U、K、Ga元素較富集,而Ba、Sr、P、Ti元素相對虧損的特征,且10000Ga/Al、TFeO/MgO、(Na2O+K2O)/CaO值較高,屬準鋁—弱過鋁質A2型花崗巖。

(3)巨日合二長花崗巖為賀根山縫合帶東段閉合后伸展拉張作用下的產物,為賀根山洋在二疊紀末閉合并在三疊紀進入后造山伸展拉張階段提供了巖石學依據。淺部殼源物質低壓高溫環境下部分熔融及其后的結晶分異可能為其成因,記錄了賀根山縫合帶東段晚三疊世造山后板片斷離及幔源玄武質巖漿底侵作用演化過程的信息。

致謝：感謝審稿專家提出的寶貴意見,感謝中國地質大學(北京)董國臣教授、河北地質大學李紅陽教授在野外及寫作過程中給予的指導!