贺根山洋闭合与后造山伸展
——来自科右中旗构造混杂岩带内晚三叠世花岗岩的证据

王帅,赵东芳,李英杰,金松,董培培,张夏炜,孟都

1) 河北地质大学河北省战略性关键矿产研究协同创新中心,石家庄,050031;2) 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京,100083;3) 中化地质矿山总局中心实验室,河北涿州,072750;4) 中化地质矿山总局地质研究院,北京,100101

内容提要：内蒙古科尔沁右翼中旗巨日合A2型二长花岗岩位于贺根山缝合带东段,侵位于早石炭世杜尔基构造混杂岩(带)中。笔者等通过对其进行系统的野外地质特征、岩石学、地球化学和锆石U-Pb年代学研究,旨在厘定岩体成因和构造背景,为古亚洲洋分支洋盆—贺根山洋闭合时限提供证据。巨日合二长花岗岩主要由细粒二长花岗岩和中粒二长花岗岩组成。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果显示巨日合二长花岗岩侵位于晚三叠世(203.7±1.6 Ma)。地球化学研究显示,该岩体高硅(SiO2=71.08%～76.62%)、富碱(Na2O+K2O=7.99%～9.28%),贫钙(CaO=0.25%～1.67%)和镁(MgO=0.05%～0.63%);负Eu异常显著(δEu=0.14～0.50),Rb、Th、U、K、Ga元素较富集,而Ba、Sr、P、Ti元素相对亏损,且10000Ga/Al(3.62～4.90)、TFeO/MgO(3.40～14.80)、(Na2O+K2O)/CaO(5.03～31.96)值较高,显示出A2型花岗岩特征,代表其形成于后造山伸展拉张环境。同时结合岩浆起源温压条件研究,认为岩体可能为壳源含斜长石的角闪石质岩石在脱水条件下部分熔融及其后的结晶分异作用成因。结合中亚造山带东段早石炭—晚三叠世蛇绿岩、洋内弧和后造山型岩浆岩的时空演化关系,揭示贺根山洋可能在二叠纪末期闭合,并在三叠纪进入后造山伸展拉张阶段。

A型花岗岩因特殊的地球化学特征、岩石成因及构造背景,一直是花岗岩研究领域的热点之一(Loiselle and Wones,1979;Collins et al., 1982;Pitcher,1993;Bonin,2007;吴锁平等,2007;程银行等,2014)。通常认为,A型花岗岩具有特殊的地球化学组分,具体为:高Si,贫Sr、Ba、Ti、P以及显著的负Eu异常(Whalen et al., 1987;Eby,1992;张旗等,2012),是判断地壳伸展拉张构造背景的依据之一。Eby(1992)将A型花岗岩进一步分为A1和A2型两个亚类,分别代表大陆裂谷或板内伸展拉张有关的非造山构造背景(anorogenic)和后碰撞、陆内剪切等后造山构造背景(post-orogenic)下的伸展拉张。目前,在A型花岗岩的成因和区分非造山A1型花岗岩与后造山A2型花岗岩的地球动力学背景等方面还存在分歧。但是地质工作者普遍认为,A型花岗岩具有特定的矿物学、岩石学和地球化学标志与特征,主要形成于造山带造山后和板内非造山的伸展拉张动力学背景,对地球动力学背景具有重要的构造指示意义(Barbarin,1990,1999;Eby,1990;Coleman et al., 1992;Whalen et al., 1996;Bonin,1998)。因此,A型花岗岩的成因研究可以为揭示壳幔相互作用和约束区域构造演化提供重要依据。

华北板块与西伯利亚板块之间古亚洲洋东段洋盆的最终闭合时间,一直是中亚造山带研究与争论的热点(邵济安,1991;陈斌等,2001;Jian Ping et al., 2010;徐备等,2014;Yang Gaoxue et al., 2015,2019;Li Yingjie et al., 2020a)(图1a)。主要有以下几种观点:①基于对蛇绿岩和石炭纪—二叠纪侵入岩的年代学和地球化学研究,认为古亚洲洋从奥陶纪到二叠纪持续俯冲,直到晚二叠世—早三叠世闭合(陈斌等,2001;Jian Ping et al., 2010;李英杰等,2012;Li Yingjie et al., 2018a,2018b,2020a,2020b;王金芳等,2021;王帅等,2021);②基于造山带结构、构造变形、地层不整合关系及造山期后A型花岗岩等方面的研究,认为古亚洲洋在晚泥盆世—早石炭世之前闭合(邵济安,1991;徐备等,2014);③基于沿索伦—西拉木伦缝合带呈零星、线性展布的二叠纪末—中三叠世具加厚下地壳源区高Sr/Y特征的花岗岩类的地球化学和同位素特征,认为古亚洲洋双向俯冲—增生过程直至早—中三叠世(Wu Didi et al., 2021;Jing Yan et al., 2022)。内蒙古东部科右中旗地区位处中亚造山带东段贺根山缝合带内(图1b),该带自西向东断续出露二连浩特蛇绿岩、贺根山蛇绿岩、朝克山蛇绿岩、迪彦庙蛇绿岩和梅劳特乌拉蛇绿岩等北东向展布的蛇绿岩岩块以及俯冲岛弧型—碰撞型—后造山型花岗岩(张晓晖等,2006;Jian Ping et al., 2010;李英杰等,2013,2015;石玉若等,2014;董培培等,2020;王帅等,2022)。后造山A2型花岗岩类的形成时代分别为早三叠世、中三叠世和早白垩世(程天赦等,2014;王金芳等,2017;王帅等,2022),而侵位于贺根山缝合带东段蛇绿岩(带)中的后造山A2型花岗岩体少有报道。有关贺根山缝合带东段造山事件结束的讨论与认识尚缺乏明确的造山后岩石学、地球化学及年代学证据。近年,笔者通过中国地质调查局1∶5万地质填图,在内蒙古东部科右中旗地区早石炭世杜尔基构造混杂岩(带)中新发现二长花岗岩体,该岩体位处科右中旗早石炭世杜尔基构造混杂岩(带)内(金松,2020),通过对其开展系统的岩石学、地球化学分析以及LA-ICP-MS锆石U-Pb测年,进一步探讨其成因类型及构造环境,以期为古亚洲洋分支洋盆—贺根山洋闭合时限以及后造山伸展拉张构造演化提供进一步的证据和约束。

图1 内蒙古科右中旗巨日合地区大地构造位置示意图(a,b,据Wu Fuyuan et al., 2007;肖文交等,2019)和地质简图(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 喜桂图—塔源缝合带;②贺根山—黑河缝合带;③索伦—西拉木伦缝合带;④嘉荫—牡丹江断裂;⑤伊通—依兰断裂;⑥敦化—密山断裂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 地质背景和岩体特征

巨日合二长花岗岩体位于内蒙古东部科右中旗西北部巨日合一带,区域构造位置属于贺根山缝合带东段(图1b),位处于早石炭世杜尔基构造混杂岩(带)内,大体呈近东西向产出,长约13 km,宽约4 km,出露面积约52 km2,侵位于本巴图组粉砂质板岩、变质泥质粉砂岩中,多被第四系覆盖(图1c)。杜尔基构造混杂岩主要由强变形浅变质的海相碎屑岩和基本未发生变形的蚀变火成岩组成,其中海相碎屑岩岩性以构造片岩、变质砂岩及千枚岩为主。火成岩岩石类型包括辉石角闪岩—角闪石岩、玄武岩、辉绿岩、闪长岩,其岩石组合可与西乌旗迪彦庙前弧玄武岩和伊豆—小笠原—马里亚纳(IBM)前弧岩石地层对比(金松等,2022)。海相碎屑岩变形强烈,由于强烈挤压作用发育揉皱或层间弯流褶皱,局部破碎呈断层泥夹于火成岩之间。地表露头以能干性较强的火成岩为主,呈不规则刚性块体状包裹于海相碎屑岩之中,不同火成岩之间亦为断层接触,边部发育不同程度的片理化(金松,2020)。

巨日合二长花岗岩划分为细粒二长花岗岩和中粒二长花岗岩2种岩性,岩体中部主要为中粒二长花岗岩,边部为细粒二长花岗岩,中粒二长花岗岩和细粒二长花岗岩呈渐变接触关系,在与本巴图组变质泥质粉砂岩边界处见细粒二长花岗岩冷凝边,未见明显糜棱岩化现象。岩石呈浅肉红色,中细粒自形—半自形粒状结构,块状构造(图2a,b)。主要矿物由斜长石(35%～40%)、碱性长石(30%～35%)、石英(25%～30%)和少量黑云母(～5%)组成。斜长石呈自形—半自形板状,局部可见聚片双晶,部分颗粒具环带结构,粒径0.2～5 mm;碱性长石呈自形—半自形板状,主要为正长石、条纹长石和微斜长石,正长石发育卡式双晶,粒径0.2～5 mm。其中,条纹长石多呈定向排列的细脉状和树枝状;石英多为浑圆粒状,充填于斜长石和碱性长石颗粒间,波状消光,局部可见裂纹,粒径0.2～5 mm。另外可见少量的细小黑云母,自形片状,片径0.2～2 mm,副矿物主要为锆石和磁铁矿(图2c,d)。

图2 内蒙古科右中旗巨日合二长花岗岩野外和显微照片: (a)(b)—二长花岗岩野外露头照片;(c)(d)—二长花岗岩显微照片(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—斜长石;Pth—条纹长石;Q—石英;Or—正长石;Bt—黑云母Pl—plagioclase; Pth—perthite; Q—quartz; Or—orthoclase; Bt—biotite

2 锆石U-Pb年龄

本次研究在巨日合二长花岗岩体近中心部位采集了1件新鲜的岩石样品(TW05),用于锆石U-Pb同位素测年,采样点地理位置为北纬45°12′44″、东经121°04′05″(图1c)。

2.1 分析方法

锆石制靶、阴极发光(CL)照相由北京科荟测试技术有限公司(北京锆年)完成,具体流程参照宋彪等(2002)。LA-ICP-MS锆石U-Pb测年在北京离子探针中心完成,所用测年仪器为NWR193激光剥蚀系统和耶拿PQMS电感耦合等离子体质谱仪,激光剥蚀斑束直径为35 μm,剥蚀深度为20～40 μm。采用国际标准锆石91500为外部锆石年龄标准进行同位素分馏校正,元素含量分别以标样NIST SRM610为外标、29Si作为内标进行校正,详细的实验流程见Yuan Honglin等(2008)。数据处理采用ICPMSDataCal 8.4程序(Liu Yongsheng et al., 2008),并进行普通铅校正(Anderson,2002),最终采用ISOPLOT(3.0版)完成年龄计算及谐和图绘制。

2.2 分析结果

巨日合二长花岗岩样品(TW05)的锆石大多数晶形完好,形态多为长柱状自形—半自形晶体,长宽比为1∶1～2∶1。阴极发光(CL)图像显示,大部分锆石内部结构清晰,发育较好的结晶环带,属岩浆锆石(图3a)。本次对样品中的16颗锆石进行了16个点的U-Pb测试(表1)。从表1可以看出,Th/U比值较高,为0.35～0.75(平均0.49>0.4),同样表明锆石为岩浆成因(Corfu et al., 2003)。在年龄谐和图曲线上(图3b),16个测点的数据都集中在谐和线上及附近。从206Pb/238U年龄直方图(图3c)中同样可以看出,全部锆石测点年龄都集中在204 Ma附近,加权平均值为203.7±1.6 Ma,MSWD=0.95,属晚三叠世,代表了巨日合二长花岗岩的侵位年龄。

图3 内蒙古科右中旗巨日合二长花岗岩(TW05)锆石阴极发光(CL)图像(a)、U-Pb谐和图(b)及加权年龄平均值(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 地球化学

于巨日合二长花岗岩体不同部位共采集了8件岩石样品用于地球化学组分分析。主量、微量及稀土元素分析在中化地质矿山总局中心实验室完成。主量元素测定采用PW440型X射线荧光光谱仪(XRF)分析SiO2、Al2O3、TFe2O3、CaO、MgO、K2O、Na2O、MnO、P2O5、TiO2等,重铬酸钾滴定法分析FeO,高温加热—浓硫酸吸收—重量法分析H2O+,非水滴定容量法分析CO2,高温加热—重量法分析烧失量(LOI),分析误差小于2%,微量及稀土元素测定采用X-Series p型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS),分析误差小于5%,分析结果见表2。

表2 内蒙古科右中旗巨日合二长花岗岩主量元素(%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 2 Major (%) and trace (×10-6) elements analyses of the Jurihe monzogranite in Horqin Right Middle Banner, Inner Mongolia

从表2可以看出,巨日合二长花岗岩样品高硅(SiO2=71.08%～76.62%)、富钾(K2O=4.63%～5.69%),同时具有较高的钠含量(Na2O=3.07%～3.99%),整体表现为富碱(Na2O+K2O=7.99%～9.28%)特征。在SiO2—(Na2O+K2O — CaO)图(图4a)中,样品显示出碱钙—碱性的特征。此外,样品显示出低钙(CaO=0.25%～1.67%)、镁(MgO=0.05%～0.63%)、磷(P2O5=0.02%～0.15%)和钛(TiO2=0.04%～0.43%)的特点。样品相对低铝(Al2O3=12.37%～13.82%),在A/CNK—A/NK图(图4b)中,样品点落入偏铝质—过铝质区域内,其A/CNK=0.93～1.14、A/NK=1.09～1.26,显示准铝—弱过铝质特征。

图4 科右中旗巨日合二长花岗岩SiO2—(Na2O+K2O—CaO)分类图解(a)(据Frost and Frost,2008)和A/CNK—A/NK图解(b) (据Maniar and Piccoli,1989)。数据引自:王金芳等,2020a;孙晓东等,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&

巨日合二长花岗岩样品稀土元素总量较低(∑REE=72.10×10-6～301.06×10-6),轻、重稀土元素分馏不明显[(La/Yb)N=1.00～4.54],曲线总体均较平坦。样品负Eu异常显著(δEu=0.14～0.50)(图5a),暗示岩体可能受斜长石分离结晶作用影响或与源区残留斜长石有关(王金芳等,2020a)。在微量元素方面,样品均富集Rb、Th、U、K、Ga,亏损Ba、Sr、P、Ti等元素(图5b)。

图5 科右中旗巨日合二长花岗岩稀土元素配分曲线(a) (据Eby,1992)和微量元素蛛网图(b) (据Sun et al., 1989)。图例同图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 讨论

4.1 岩石属性和成因

地球化学分析结果显示,巨日合二长花岗岩高硅、富碱,贫钙、镁、磷、钛,负Eu异常显著,微量元素Rb、Th、K、Ta和Hf相对富集,而Ba、Sr、P、Ti元素相对亏损,且都具有较高的(Na2O+K2O)/CaO(5.03～30.96)和TFeO/MgO(3.40～13.06)值。与此同时,岩体微量元素Ga(25.0×10-6～32.1×10-6)含量较高,其10000Ga/Al值为3.62～4.90,均大于A型花岗岩的下限值2.6。在花岗岩类判别图(图6)中,除样品XT04-1(图6b),其余样品点均落入A型花岗岩区。上述地球化学特征表明巨日合二长花岗岩具有A型花岗岩特征。然而样品的分异指数DI(87.92～96.50)较高,且在图6b中,部分样品点落入I/S分异型花岗岩区,暗示其可能经历了结晶分异作用。结晶分异作用可以很容易地改变花岗岩的组分,并且大多数高分异花岗岩也具有A型花岗岩的特征。

图6 科右中旗巨日合二长花岗岩岩石类型判别图(据Whalen et al., 1987;Wu Fuyuan et al., 2017)。 图例同图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

高分异花岗岩与A型花岗岩,特别是铝质A型花岗岩很难区分。对此问题,我们采用Wu Fuyuan等(2017)提出的区分方案。A型花岗岩在图6b上的趋势是从A型花岗岩区向高分异花岗岩区演化。相反,I-或S-型花岗岩在分异过程中,其10000Ga/Al比值逐渐升高,显示与A型花岗岩相反的趋势(图6b)。巨日合二长花岗岩样品数据清楚地表现出其A型花岗岩的演化趋势(图6b)。此外,高分异花岗质岩浆由于结晶时间较长,导致其很容易被围岩混染(Wu Fuyuan et al., 2017),且随着混染作用的不断进行,导致围岩物质会以残留晶形式在花岗岩中大量存在。因此,尽管巨日合二长花岗岩经历了结晶分异作用,但岩体中少见有残留晶,表明其结晶时可能处于混染的早期阶段。在A/CNK—A/NK图(图4b)中,样品多数落入过铝质区域内,另外两个落入偏铝质区域,且A/CNK=0.93～1.14、A/NK=1.09～1.26,表明岩体应属准铝质—弱过铝质A型花岗岩。与此同时,Eby(1992)将A型花岗岩分为与洋岛玄武岩(OIB)类似,具有很低Y/Nb,Yb/Ta值的A1型;与岛弧玄武岩(IAB)类似,具有高Y/Nb,Yb/Ta值的A2型。巨日合二长花岗岩的Y/Nb值为1.92～3.91,Yb/Ta值为2.10～5.03,都明显>1,显示具岛弧玄武岩亲缘性,应属A2型花岗岩(图7),与中亚造山带东段A2型花岗岩地球化学特征一致(Liu Wei et al., 2005;石玉若等,2007,2014;张旗等,2012)。

图7 内蒙古科右中旗巨日合二长花岗岩Y/Nb—Ce/Nb判别图解(据Gao Shuang et al., 2022)。图例同图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—洋岛玄武岩;IAB—岛弧玄武岩OIB—ocean island basalt; IAB—island arc basalt

A型花岗岩类可以形成于多种成因过程,概括起来主要有以下3种:壳源酸性岩浆与幔源基性岩浆混合(Griffin et al., 2002;Barbarin,2005);幔源玄武质岩浆低程度部分熔融或结晶分异(Turner et al., 1992;Lee and Bachmann,2014);壳源物质部分熔融(Chappell and White,2001;Sisson et al., 2005)。巨日合二长花岗岩SiO2(71.08%～76.62%)含量高,变化范围窄,未见同时代镁铁质岩石及镁铁质包体,不具有幔源玄武质岩浆低程度部分熔融或结晶分异和壳源酸性岩浆与幔源基性岩浆混合作用成因特征。巨日合二长花岗岩较低的REE含量和平坦略右倾的稀土元素分布模式(图5a),指示源区无石榴子石残留,而Sr与Ba的强烈亏损表明,源区残留相中含有长石,Sr与Eu的强烈亏损(图5b)则揭示源区存在大量斜长石。另外,当岩浆源区残留相中含有少量石榴子石(10%)时,其部分熔融形成的花岗岩具有高锶低钇(adakitic)特征,并且Y/Yb明显大于10(Hollocher et al., 2002),Y/Yb接近10时,源区以角闪石为主,不含或含极少量的石榴子石。巨日合二长花岗岩Y/Yb值为7.18～8.61<10,岩浆源区以角闪石为主。因此,综合分析认为岩体岩浆源区是以角闪石+斜长石为主要残留相的浅部低压区(Rapp and Watson,1995),应为低压下新增生中基性地壳物质部分高温熔融及其后的结晶分异作用成因。这些特征揭示,该区处于伸展拉张环境,与中亚造山带东段内蒙古中东部地区A2型花岗岩的成因类似(张旗等,2012)。

对于浅部新增生中基性地壳低压高温熔融所需的深部高热异常,越来越多的学者认为,与造山带造山后的俯冲板片断离、“去根”、重力垮塌等作用诱发软流圈地幔物质上涌而产生的幔源玄武质岩浆底侵有关(Bonin,2007;吴福元等,2007;张旗等,2012)。在整个中亚造山带,几乎所有中生代铝质A2型花岗岩都具有正εNd(t)值、年轻的Nd模式年龄等特征(石玉若等,2014;王金芳等,2017,2020a;王帅等,2022;Wang Shuai et al., 2023),反映了与板片断离作用有关的幔源岩浆底侵作用的存在与普遍发育。另外,对于研究区的地球动力学背景和过程,贺根山缝合带的壳幔电性结构特征可能提供了一些重要佐证(徐新学等,2011)。贺根山缝合带内的3个串珠状巨型高导块体和上地幔高导层隆起区(图8),较好地表征了俯冲板片断离、软流圈物质上涌触发岩石圈地幔减压部分熔融,反映了贺根山缝合带具有明显的壳幔高导层连通渠道,是幔源物质向上运移的通道。在岩相学上,巨日合二长花岗岩发育正条纹长石(图2c,d),缺乏常见于S型花岗岩中的继承锆石,揭示熔体的高温、贫水和岩浆早期结晶高温的条件。这些特征进一步反映该岩体为低压下新增生中基性地壳部分高温熔融及其后的分异作用成因。

图8 贺根山缝合带壳幔电性结构特征(据徐新学等,2011)Fig.8 The crust—upper mantle electrical structure in Hegenshan suture zone (after Xu Xinxue et al., 2011&)

4.2 岩浆起源温压条件

通常认为A型花岗岩是在高温低压环境下形成的,一般为浅部地壳(Clemens et al., 1986),因而对巨日合二长花岗岩形成温压条件的计算,可以从侧面佐证其为A型花岗岩。同时利用岩浆形成的温压条件,推测其源区深度,进而为岩浆起源和演化机制提供制约。

4.2.1Q—Ab—Or—H2O平衡压力计算

前人根据大量岩石学实验数据,总结出Q—Ab—Or—H2O平衡相图,利用此相图可以求算出岩浆形成时的温度和压力。

Q、Ab、Or 3个端元数据为CIPW标准矿物含量,从岩石Q—Ab—Or—H2O平衡相图(图9a)中可以看出,岩石样品形成压力约为0.2～0.3 GPa,相当于7～8 km的深度,属浅部地壳。而形成温度约为700℃,略低于A型花岗岩平均水平(800～900℃),分析可能是由于流体和氟的解聚作用,使岩石近固相线温度降低,而Q—Ab—Or—H2O平衡相图温度值为共结温度,所以可能受到上述因素影响(刘昌实等,2003)。

图9 内蒙古科右中旗巨日合二长花岗岩Q—Ab—Or—H2O平衡相图(a)(据谌宏伟等,2005)和M—Zr图解(b)(据Wang Shuai et al., 2023)。 图例同图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锆石饱和温度计

由于花岗岩大多是绝热式上升就位的,那么岩浆早期结晶温度就可以近似代表岩浆形成时的温度(吴福元等,2007),因为锆石在酸性岩浆中一般较早晶出,所以锆石饱和温度就可以近似认为是岩浆形成的温度。笔者等采用Watson(1979)得出的锆石溶解度—饱和温度模拟公式:

式中,令全岩

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

(见王楠等,2017)。在没有进行全岩锆石矿物Zr、Hf校正时,纯锆石中Zr=497626×10-6,同时用全岩的Zr含量近似代表熔体中的Zr含量。计算出样品形成温度基本集中在699～847℃之间(图9b),较为接近但略低于A型花岗岩形成的平均温度。显然,岩体受到了结晶分异作用的影响。

4.3 对内蒙古中东部地区三叠纪构造环境的约束

贺根山缝合带作为中亚造山带东段构造演化的关键区域之一,相关地质工作成果丰硕,为贺根山洋洋陆转换和闭合过程提供了大量的岩石学和年代学证据(Cheng Yinhang et al., 2014,2020;刘建峰等,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)。而有关贺根山洋的闭合时间一直存在争议,主要有以下两种观点:一是认为中—晚泥盆世贺根山洋闭合,晚古生代岩浆岩形成于大陆裂谷环境(邵济安,1991;徐备等,2014);二是认为石炭纪—二叠纪为洋陆转换阶段(陈斌等,2001;Jian Ping et al., 2010;李英杰等,2012;Li Yingjie et al., 2020a)。近年来,贺根山缝合带区域内发现大量早石炭世—中二叠世SSZ型蛇绿岩和岛弧型岩浆岩(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),蛇绿混杂岩变形强烈,岩石多呈断块状,揭示贺根山洋在早石炭世—中二叠世并未闭合,而是处于大洋俯冲消减和陆壳增生过程中。

从区域地层看,早—中二叠世大石寨组发育海相火山岩—沉积岩组合,显示该时期存在较为强烈的岩浆活动,至中二叠世哲斯组发育为浅海相碎屑岩沉积,构造环境相对稳定,二者构造环境发生了显著变化(Yu Qian et al., 2017)。而到了晚二叠世则过渡为陆相环境,科右中旗地区在强烈挤压应力作用下整体抬升,在其石炭—二叠系地层中形成了NE向褶皱、断裂、韧性剪切带等构造,并发育陆相湖沼相碎屑沉积的林西组(贺宏云等,2019),说明贺根山洋接近闭合。三叠纪其已经处于碰撞—后碰撞—拉张的转换期,存在I型—A型过渡的花岗岩及火山岩(240～220 Ma),岩石基本无变形,构造属性由区域性挤压为主并逐渐转为弧后伸展的构造环境(贺宏云等,2020)。本次获得的科右中旗巨日合二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为203.7±1.6 Ma,与中亚造山带东段大多数后造山花岗岩形成年龄基本一致(Liu Wei et al., 2005;张晓辉等,2006;石玉若等,2007;张维等,2010;李红英等,2015)。岩体侵位于科右中旗早石炭世杜尔基构造混杂岩(带)(348.3 Ma)(金松等,2022)中,这种岩体称为“钉合岩体”,为板块碰撞后的产物(韩宝福等,2010)。

结合国际洋内初始俯冲作用岩石组合研究成果以及区域同时期蛇绿岩、洋内弧岩石组合和A2型花岗岩资料,可初步建立起早石炭世—晚三叠世贺根山洋洋内俯冲—闭合的岩石组合序列:早石炭世迪彦庙SSZ型蛇绿岩(333.4 Ma)(Li Yingjie et al., 2020a)及杜尔基构造混杂岩(348.3 Ma)(金松等,2022)、晚石炭世梅劳特乌拉SSZ型蛇绿岩(308.5 Ma)(李英杰等,2015)、玻安岩、早二叠世高镁安山岩(282 Ma)(王金芳等,2018a)、埃达克岩(279.3 Ma)(王金芳等,2018b)、中—晚二叠世岛弧岩浆岩(254.4 Ma、278.2 Ma)(范玉须等,2019;李英雷等,2021)、早—中三叠世A2型花岗岩(245 Ma、242.9 Ma)(张晓辉等,2006;王金芳等,2020a),进而表明二叠纪末期贺根山洋已经闭合,并在三叠纪进入造山带后造山伸展拉张阶段。在这一构造演化阶段,先期俯冲的贺根山洋高密度岩石圈地幔沿俯冲方向“向下拖曳”,而与其相连接的贺根山缝合带低密度新增生岩石圈沿俯冲方向“反向上浮”。二者之间的密度差,主要是由于俯冲板片下部随着俯冲深度的增加而发生了俯冲洋壳榴辉岩相变质作用,榴辉岩密度大于地幔橄榄岩,从而引起重力不稳。这种“向下拖曳”与“反向上浮”的拉张力诱发贺根山洋俯冲岩石圈地幔在与贺根山缝合带岩石圈连接的附近区域发生俯冲板片断离(图10a)。贺根山洋岩石圈俯冲板片断离造成的低压空间,引发软流圈地幔物质沿板片断离形成的板片窗上涌,并发生熔融产生幔源玄武质岩浆和底侵以及伸展拉张减压作用(图10b),进而触发贺根山缝合带新增生中基性地壳低压高温部分熔融,形成后造山A2型花岗岩浆(图10c)。

图10 内蒙古科右中旗巨日合二长花岗岩俯冲板片断离—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 结论

(1)巨日合二长花岗岩侵位于科右中旗早石炭世杜尔基构造混杂岩(带)中,LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为203.7±1.6 Ma,揭示其侵位时代为晚三叠世。

(2)巨日合二长花岗岩具高硅、富碱,贫钙、镁,A/CNK=0.93～1.14、A/NK=1.09～1.26,负Eu异常显著,Rb、Th、U、K、Ga元素较富集,而Ba、Sr、P、Ti元素相对亏损的特征,且10000Ga/Al、TFeO/MgO、(Na2O+K2O)/CaO值较高,属准铝—弱过铝质A2型花岗岩。

(3)巨日合二长花岗岩为贺根山缝合带东段闭合后伸展拉张作用下的产物,为贺根山洋在二叠纪末闭合并在三叠纪进入后造山伸展拉张阶段提供了岩石学依据。浅部壳源物质低压高温环境下部分熔融及其后的结晶分异可能为其成因,记录了贺根山缝合带东段晚三叠世造山后板片断离及幔源玄武质岩浆底侵作用演化过程的信息。

致谢：感谢审稿专家提出的宝贵意见,感谢中国地质大学(北京)董国臣教授、河北地质大学李红阳教授在野外及写作过程中给予的指导!