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2. 成都理工大学, 四川 成都 610059
2. Chengdu University of Technology, Cheng'du 610059, Sichuan, China
在华北克拉通北缘中段内蒙古中部的和林—凉城一带发育大量早前寒武纪变质结晶基底岩系。在凉城北部一带的早前寒武纪变质深成岩中获得了不少同位素数据，并对其地质特征、形成时代、成因、构造属性和时空分布进行了大量的研究报道[1-7]，而对和林—凉城一带的石榴花岗岩报道较少，目前仅见少数关于该地区石榴花岗岩形成时代、成因方面的报道[8]。本文在呼和浩特市幅1:25万区域地质调查的基础上，通过对和林—凉城一带分布的石榴花岗岩地质特征的研究和锆石U-Pb年龄、主量元素及微量元素的分析，探讨石榴花岗岩的形成时代、成因和物质来源及构造属性，为该地区古元古代的构造背景提供新的参考依据。
1 地质背景和岩石学特征研究区主要由高级变质孔兹岩系和变质深成侵入体组成。孔兹岩系主要岩石组合为矽线石榴片麻岩、石榴变粒岩夹石榴长石石英岩等。变质深成侵入体有石榴花岗岩和少部分紫苏(二辉)斜长麻粒岩。石榴花岗岩为本文研究的主要对象，在研究区呈北东向展布。石榴花岗岩的岩性较为杂多，主要有弱片麻状(变斑状)石榴石英闪长岩、弱片麻状(变斑状)石榴英云闪长岩、弱片麻状(变斑状)石榴花岗闪长岩、弱片麻状变斑状紫苏石榴花岗闪长岩、弱片麻状(变斑状)石榴二长花岗岩和弱片麻状(变斑状)石榴正长花岗岩，各岩性野外肉眼较难区分，之间呈过渡渐变接触。石榴花岗岩体中多见孔兹岩系的包体，与孔兹岩系呈侵入接触，局部为渐变过渡接触。在研究区南部石榴花岗岩被寒武纪地层角度不整合覆盖。紫苏斜长(二辉)麻粒岩呈零星分布的小岩株产出于石榴花岗岩和变质孔兹岩系中，与石榴花岗岩和孔兹岩系呈侵入接触(图 1、图 2)。
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图 1 内蒙古和林—凉城一带前寒武纪地质体分布简图 Fig.1 Distribution of Pre-Cambrian geological bodies in Helin-Liangcheng zone, Inner Mongolia |
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图 2 样品宏观照片和镜下显微照片 Fig.2 photomicrographs and micrographs of samples a—变斑状石榴花岗岩；b—紫苏斜长麻粒岩底侵石榴花岗岩(下部为紫苏斜长麻粒岩，上部为石榴花岗岩)；c、d、e、f—石榴花岗岩，正交偏光. Alm—石榴子石；Hy—紫苏辉石；Bi—黑云母 a-Porphyroblastic garnet granite; b-Garnet granite intruded by hypersthene plagioclase granulite (lower: hypersthene plagioclase granulite; upper: garnet granite); c, d, e, f-Garnet granite, crossed nicols; Alm-Garnet, Hy-Hypersthenes; Bi-Biotite |
石榴花岗岩具鳞片粒状变晶结构，(似斑状变晶结构)，弱片麻状-块状构造。变斑晶(钾长石)0~5%(手标本中呈10~35mm半自形晶)，斜长石0~55%，反条纹长石0~5%，钾长石(条纹长石)0~50%，石英5%~25%，石榴石1%~15%，黑云母1%~5%，(紫苏辉石0~15%，矽线石0~2%)，铁矿少量，磷灰石少量。斜长石0.5~5 mm粒状变晶，发育聚片双晶，部分为反条纹长石；钾长石呈0.5~5 mm粒状变晶，发育显微条纹构造，比较干净；石英0.5~5 mm粒状变晶；石榴石0.5~7 mm粒状变晶，黑云母0.5~1 mm片状，浅黄—深棕褐色；紫苏辉石0.5~3 mm柱粒状变晶，淡绿或绿-淡粉或棕粉色；矽线石0.2~0.5 mm柱状变晶。
2 岩石地球化学特征内蒙古中部和林—凉城一带的石榴花岗岩主量元素、稀土元素和微量元素分析数据列于表 1。本区的石榴花岗岩岩石化学成分变化较大：SiO2在59.23%~71.98%；Al2O3含量在14.35%~17.90%，高铝；TiO2含量0.44%~1.31%；偏碱性(Na2O+K2O为3.66%~7.14%，平均值为6.21%)；A/CNK值几乎全部大于1.1(仅样品D1104-8-1为1.01)，刚玉(C)标准分子含量在1.39%~5.40%，均大于1%，结合其岩石学和地球化学特征，表明该区石榴花岗岩属于典型的强过铝(SP)花岗岩[9]。在SiO2-K2O图解(图略)中样品主要落入高钾钙碱性系列范围。具有中等的稀土总量(ΣREE=151.09×10-6~438.41×10-6)，轻重稀土分馏较明显(LREE/HREE=5.86~21.11，(La/Yb)N为6.11~33.64)，轻稀土相对富集，重稀土相对亏损，稀土分配曲线(图 3)表现为整体右倾，具负铕异常，δEu主要集中在0.47~0.68，平均为0.63。La/Nb值为1.53~6.94，远远大于1.0，区别于地幔来源的岩浆[10]，表明该区的石榴花岗岩可能均来源于陆壳。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上，显示高场强元素Nb、Ta、Ti、P相对亏损，而大离子亲石元素Rb、Ba、U、Zr、Hf相对富集(图 4)，反映该区石榴花岗岩源岩为大陆壳性质[11]。
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表 1 和林-凉城地区石榴花岗岩主量元素(%)、微量元素(10-6)分析结果 Table 1 Whole rock analyses of major (%) and trace elements (10-6) of garnet granite in Helin-Liangcheng area |
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图 3 球粒陨石标准化稀土分配模式(球粒陨石数据值据*Sun & McDonugh，1989) Fig.3 Chondrite-normalized REE patterns (chondrite normalized values after Sun & McDonugh,1989) |
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图 4 原始地幔标准化蛛网图（原始地幔数据值据*Sun & McDonugh，1989） Fig.4 Primitive mantle normalized spider diagram (primitive mantle data after Sun & McDonugh,1989) |
主量元素和微量元素由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，稀土元素由北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。
3 同位素年代学 3.1 样品处理在河北省廊坊区调所实验室采用常规方法进行粉碎至80~100目，并用浮选和电磁选方法分选，再在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒。将样品锆石置于环氧树脂中，待固结后抛磨至锆石粒径的大约二分之一，使锆石内部充分暴露，最后进行锆石阴极发光(CL)显微照相。在天津地质矿产研究所实验室进行LA-ICP-MS锆石微区U-Pb定年。测试点的选取首先根据锆石反射光和透射光照片进行初选，再与CL照片反复对比，力求避开内部裂隙和包裹体，以获得较准确的年龄信息。分析使用的激光仪器为Thermo FinniganNeptune型及与之配套的UP193-FX ArF准分子激光器，激光斑束直径35 μm，频率10 Hz，以He为载气。样品处理、详细流程及数据处理见侯可军等[12]。
3.2 测试结果样品D0067-1-1取自坐标112°29′51″E，40°35′05″N，岩性为变斑状石榴花岗闪长岩，样品D1104-8-1取自坐标112°19′09″E，40°38′54″N，岩性为变斑状含黑云紫苏石英闪长岩，样品D0110-1-1取自坐标111°59′23″E，40°02′28″N，岩性为石榴二长花岗岩，样品D2155-7-1取自坐标112°00′38″E，40°26′09″N，岩性为变斑状含紫苏含黑云石榴正长花岗岩。其锆石呈粉色、浅玫瑰色，透明-半透明，次浑圆柱粒状、短柱状为主、个别为半自形柱状，晶棱晶面均已钝化，大部分分辨不清。在CL图像上(图 5)，锆石内部大部分显示均匀灰色，少部分锆石内部结构复杂，具有环带发育的核，本次分析点位基本都来自核部，而核部的CL结构较为一致，多为宽缓的环带或者没有明显的环带，且年龄一致，显示岩浆结晶锆石的特点[13]。样品锆石U-Th-Pb测试结果(表 2)显示：除少数点有铅丢失外，大部分分析结果都在谐和线上或谐和线附近。样品D0067-1-1在谐和线上或谐和线附近的25个分析点的207Pb/206Pb加权平均年龄为(1940.5±9.4)Ma，MSWD=0.29。样品D1104-8-1在谐和线上22个点的207Pb/206Pb加权平均年龄为(1923.7±8.1)Ma，MSWD=1.16。样品D0110-1-1在谐和线上或谐和线附近21个点的207Pb/206Pb加权平均年龄为(1932.4±6.7)Ma，MSWD=0.77。样品D2155-7-1在谐和线上或谐和线附近24个点的207Pb/206Pb加权平均年龄为(1958.6±8.9)Ma，MSWD=1.13(图 6)。这些年龄代表了石榴花岗岩形成的年龄。
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图 5 和林—凉城地区石榴花岗岩的锆石阴极发光图像 Fig.5 Cathodoluminescence images of representative zircon of garnet granite in Helin-Liangcheng area |
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表 2 和林-凉城地区石榴花岗岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb分析结果 Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb analyses of granite in Helin-Liangcheng area |
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图 6 石榴花岗岩的锆石U-Pb同位素年龄谐和图 Fig.6 Zircon U-Pb concordia diagram of garnet granite |
综上所述，和林—凉城一带的石榴花岗岩应形成在1940 Ma年左右，形成时代为古元古代。
4 讨论前人通过岩石组合、构造样式、变质作用和同位素年龄等综合研究，对华北克拉通变质基底早前寒武纪地质和构造演化的有不同的认识，一种主要的认识是华北克拉通基底可分为太古宙三个微陆块，即东部陆块、阴山陆块、鄂尔多斯陆块[14]，但对碰撞时代有不同的看法。赵国春认为鄂尔多斯陆块与阴山陆块碰撞拼合的时间在~1.95 Ga[14]，另一种认为25亿年地质事件在华北克拉通北缘应是一期广泛的微陆块拼合事件，阴山微陆块与鄂尔多斯微陆块碰撞造山发生于这个时期[1, 7]。本区的石榴花岗岩(强过铝花岗岩)出露于鄂尔多斯陆块，其CaO/Na2O值在0.69~1.74之间，均大于0.3(图 7)，反映了其岩浆源区岩石应是富长石的杂砂岩；其Rb/Sr和Rb/Ba值较低，反映了源岩为杂砂岩(图 7)；A12O3/TiO2值在13.02~35.38之间，均远小于100，反映其部分熔融温度为高温(大于875℃)[15-16]，因此本区石榴花岗岩属于高温型强过铝花岗岩，而高温型强过铝花岗岩是在诸如澳大利亚的拉克伦造山带的“高温”碰撞中，在这类碰撞造山过程中，地壳加厚不明显，形成不了高压环境，但在后碰撞造山阶段，岩石圈可发生拆沉作用与热软流圈的上涌，使有关地壳发生深熔作用。本区石榴花岗岩体规模大，形成温度高，并伴随有同时代的紫苏(二辉)斜长麻粒岩(原岩可能为辉长闪长岩)侵入[17]，这暗示本区的深部热机制与澳大利亚的克拉伦造山带相似，属于热造山带，石榴花岗质岩是由底侵玄武质岩浆和下地壳的富长石杂砂岩在相对高温条件下发生部分熔融的产物，其热源主要来源于底侵的高温玄武质岩浆。在w(Rb)-w(Yb+Ta)图解[18]上(图 8)，样品大多落入火山弧花岗岩区域内，仅个别落入板内花岗岩(WPG)区域内。在Rb-Y+Nb图解[19]上(图 7)，样品均落入后碰撞花岗岩(Post-COLG)区域内，一般认为，花岗岩的地球化学特征主要受到源区岩石成分和岩浆演化过程等因素的制约，而构造环境的影响相对源区组分而言较弱。因此认为该地区的石榴花岗岩体形成于后碰撞阶段。
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图 7 石榴花岗岩的源岩成分判别图（据文献[16]） Fig.7 Diagram for discriminating compositions of source rocks for garnet granite (after reference [16]) |
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图 8 石榴花岗岩微量元素构造环境判别图解（据文献[18-19]） Fig.8 Diagrams of tectonic settings of trace elements for garnet granite (after reference [18-19]) |
综上所述，和林—凉城一带的石榴花岗形成于后碰撞阶段，约在1940 Ma年，古元古代早期发生碰撞的阴山微陆块与鄂尔多斯微陆块由汇聚向伸展过渡，并伴随有玄武岩浆的底侵，使地壳下部的杂砂岩在相对高温条件下(大于875℃)发生部分熔融，形成了石榴花岗岩岩浆，其热源主要来源于底侵的高温玄武质岩浆。
5 结论(1) 和林—凉城一带的石榴花岗岩的LA-ICPMS锆石U-Pb年龄在1923~1958 Ma，表明它们形成时代为古元古代。
(2) 和林—凉城一带的石榴花岗岩为强过铝(SP)花岗岩，形成于后碰撞阶段。约在1940 Ma，早期发生碰撞的阴山微陆块与鄂尔多斯微陆块由汇聚向伸展过渡，并伴随有玄武岩浆的底侵，高温的玄武质岩浆使地壳下部的杂砂岩在相对高温条件下(大于875℃)发生部分熔融，形成了石榴花岗岩岩浆。
致谢: 工作中曾庆荣、杨亮高工等给予了有益的指导和帮助；审稿专家对本文提出了宝贵的修改意见。在此一并表示诚挚的感谢。
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