興安地塊南段晚泥盆世包格德巖體時代的厘定及地質意義

李猛興

(山西省地質調查院，山西 太原 030006)

興蒙造山帶位于中亞造山帶東端，是經歷了多個構造體系疊加作用的復雜區域，造山過程具有明顯的獨特性、復雜性(徐備等，2014)，其地理范圍一般包括了我國境內的東北地區及內蒙古中東部。古生代為古亞洲洋的演化時期，興蒙造山帶經歷了大陸裂解、洋殼俯沖、微陸塊之間的碰撞拼貼等地質過程(Xiaoetal.，2003；許文良等，2019)，區域上形成了一系列島弧、增生雜巖、蛇綠巖及微地塊相間分布的特征，其中東北地區以縫合帶為界自北往南分別為額爾古納、興安、松嫩、佳木斯地塊等構造單元(李錦軼等，2004；劉永江等，2010；徐備等，2018；許文良等，2019)；中生代又經歷了兩大構造體系(古太平洋和蒙古-鄂霍茨克洋)的活化與破壞(唐杰等，2018)，才形成了目前現有的構造格局。在古亞洲洋復雜的演化過程中，巖漿作用強烈，其侵位時代集中于早古生代、晚古生代兩個時期。作為造山過程最直接的地質記錄，這些不同時期出露的花崗巖為認識造山過程中的俯沖、碰撞拼合等地質過程提供了有利線索，對恢復造山帶的結構亦具有重要指示意義。

前人研究表明，古亞洲洋的俯沖可能自早古生代已經開始，具有向南北兩側雙向俯沖的特征。作為古亞洲洋向北俯沖過程最直接的巖漿記錄，在造山帶北緣的蘇左旗-東烏旗一帶早古生代花崗巖不同程度發育，年齡介于496～414 Ma之間(陳斌等，1996；王樹慶等，2016；李紅英等，2016；楊澤黎等，2017，2018)。而對于洋盆閉合的時限及位置，結合地層、古生物、巖漿作用及地磁測深物理技術等方面的研究，一般認為古亞洲洋最終消亡的位置在索倫山縫合帶(李錦軼等，2007；陳斌等，2009)及賀根山縫合帶(包志偉等，1994；卜建軍等，2020)。但對于閉合的時限卻有不同的認識：一種觀點為泥盆紀，之后的晚古生代進入了伸展環境及裂谷發育過程(徐備等，2014；張晉瑞等，2018)；另一種觀點認為古亞洲洋的俯沖一直持續到晚古生代，直到晚石炭-中二疊世洋盆最終閉合(時代為C2-T2)(洪大衛等，1994；Xiaoetal.，2003；程銀行等，2014；薛富紅等，2015；孔令杰等，2017；韓江濤等，2019)。

上述說明，前人對區域上早古生代的構造演化認識相對統一，而對晚古生代的構造演化尤其洋盆的閉合時限存在爭議。產生爭議的原因在于對造山帶演化過程中俯沖、造山后伸展兩種構造背景具體轉換的時限認識不清。作為構造演化過程的直接地質記錄，前人對造山帶巖漿巖的研究主要集中于與俯沖、造山后伸展背景有關的早、晚古生代，而受制于巖漿巖出露情況對于二者之間尤其泥盆紀-早石炭世(約414～318 Ma)時期巖漿作用的研究程度較低，構造屬性缺乏明確解釋。本文以研究區出露的晚泥盆世包格德巖體為研究對象，對其進行了詳細的鋯石U-Pb年齡、地球化學特征研究，分析了其巖石成因及地質意義，為區域上古生代的巖漿活動提供年代學等方面的素材，進而也為該時期造山帶的構造演化過程在時間、空間尺度上進一步限定。

1 地質背景及巖石學特征

研究區位于內蒙古的中北部，構造位置上屬于興安地塊的南段，興安地塊北側以塔源-喜桂圖斷裂帶為界與額爾古納地塊區分開，南側以二連-賀根山-嫩江-黑河斷裂帶為界與松嫩地塊區分開(圖1a)。區內為大面積的晚古生代-中生代火山巖系分布，相對應的地層為石炭系寶力高廟組，巖性為深灰色、灰黑色的角礫凝灰巖、凝灰質砂礫巖等；侏羅系滿克頭鄂博組，巖性為灰紫色、灰黃色的流紋巖、粗面英安巖等。另外，在溝谷處有少量第四系分布(圖1b)。

巖體位于東烏旗北東的包格德呼和哈達高地附近，命名為包格德巖體。包格德巖體周圍被大面積的晚古生代-中生代火山巖地層角度不整合覆蓋，地表總體上呈南北向的巖株形態出露，長約6 km，寬1～1.3 km，地表出露面積約7.2 km2，為泥盆紀3期侵入的巖體，主要由石英二長巖、二長花崗巖及花崗斑巖3種巖性組成。其中石英二長巖出露規模較小，受出露限制與其余2種巖性之間缺乏明確的接觸關系，但在二長花崗巖中可見少量不規則狀的石英二長巖捕虜體，間接說明了二者為侵入接觸；后兩種巖性出露規模較大，二者接觸部位烘烤邊發育，且可見花崗巖斑巖呈巖脈、巖枝狀穿插于二長花崗巖中。3種巖性的特征分述如下。

① 花崗斑巖：肉紅色，斑狀結構，基質為細晶結構，局部可見鉀長石、石英呈不規則次生的文象結構(圖2a)。斑晶大小4～7 mm，以鉀長石及少量斜長石、石英為主，其中鉀長石25%(體積分數)左右，為板狀、寬板狀的斑晶；斜長石10%左右，板狀；石英含量5%左右，粒狀。基質約60%左右，粒度大小為0.1～0.5 mm，成分為鉀長石(自形板狀)、斜長石(半自形板狀)和石英(粒狀，聚片雙晶發育)。副礦物為磁鐵礦及零星的磷灰石、鋯石和榍石。

圖 1 興蒙造山帶東段大地構造圖(a，據許文良等，2019)和包格德巖體地質圖(b，據山西省地質調查院，2011)(1)?山西省地質調查院.2011.1∶5萬勃洛渾迪等四幅區調地質調查報告.

② 二長花崗巖：肉紅色，以細中粒花崗結構為主(圖2b)，粒度一般為1～4 mm，部分樣品呈文象結構(圖2c)。其中鉀長石30%左右，自形程度較好，多為板狀；斜長石35%左右，半自形；石英25%左右，不規則粒狀分布。另外，還有少量黑云母，約1%～5%左右。副礦物為磁鐵礦、磷灰石和鋯石。

圖 2 包格德巖體的顯微照片(正交偏光)

③ 石英二長巖：淺黃褐色，細中粒粒狀結構，粒度一般為1.2～5 mm，其中斜長石45%～50%左右，半自形板狀；鉀長石25%～35%左右，板狀，局部呈斜長石鑲邊分布；石英15%左右，它形粒狀；角閃石5%左右，柱狀，輕微綠泥石化。另外，可見少量黑云母(5%左右)呈鱗片狀分布。副礦物以磁鐵礦、磷灰石及少量鋯石為主。

2 樣品采集及分析方法

在包格德巖體中共采集了11件主量、微量、稀土元素樣品，測試單位為武漢綜合巖礦測試中心，在X熒光光譜儀上采用XRF法完成了主量元素測試，在等離子體質譜儀(ICAP6300)完成了微量、稀土元素測試。

由于本區特殊的地理景觀，多數地段風化嚴重，包格德巖體3種巖性之間接觸性質不明顯，本次在石英二長巖、花崗斑巖中分別采集了1件樣品(PM404TW2、PM403TW2)，二長花崗巖中采集了2件樣品(PM403TW1、PM404TW1)進行鋯石U-Pb定年，采樣位置見圖1。在采集過程中盡量采取無蝕變或蝕變較輕、裂隙不發育的新鮮基巖，每件樣品的重量約12 kg。首先在山西省地質調查院巖礦鑒定室對樣品進行粉碎、淘洗、分選，挑選出符合要求的鋯石，然后在天津地質調查中心同位素實驗室在雙目鏡下把符合要求的鋯石粘在載玻片上，注入環氧樹脂固化，待樣品固化后對其進行打磨、拋光，然后對樣品進行反射光及陰極發光(CL)照相，以便在測試時選點更明確。測試采用的儀器及步驟見相關文獻(李懷坤等，2010)，在Isoplot(Version3.0)程序完成數據及諧和圖處理(Ludwigetal.，2003)。

3 結果與分析

3.1 鋯石U-Pb年代學

4件樣品的測試結果見表1。

PM403TW2(花崗斑巖)：鋯石顏色多為淡黃色，晶體以長柱狀為主，個別晶體較為破碎呈不規則棱角狀，長寬比為1∶2～1∶3，粒徑200～350 μm。反射光下可見鋯石顆粒溶蝕坑、裂紋發育，個別晶體中含氣泡。CL圖像中鋯石邊部可見清晰的振蕩環帶(圖3)，8、14、15點中可見殘留的繼承性鋯石。從表1可知，共測試20個點，剔除不諧和點(點18、19)，其余18個有效分析點的Th含量為59×10-6～146×10-6，U含量為71×10-6～138×10-6，Th/U值為0.76～1.13。18個有效分析點均較集中的分布于諧和曲線上，206Pb/238U年齡介于357～352 Ma之間，加權平均年齡為355±1 Ma(n=18，MSWD=0.31)(圖4)。

PM404TW1(二長花崗巖)：鋯石顏色以淡黃色為主，少數近于無色，晶體以短柱狀為主，長寬比為1∶1.5～1∶2，粒徑160～200 μm，部分晶體破碎呈不規則棱角狀。反射光下可見晶體表面干凈，少數較為粗糙，個別晶體中含暗色包體及氣泡。CL圖像上環帶結構發育(圖3)，部分點(3、10)中可見繼承性鋯石。從表1可知，共測試20個點，剔除不諧和點(點5、11)，其余18個有效分析點的Th含量為57×10-6～229×10-6，U含量為65×10-6～198×10-6，Th/U值為0.74～1.16。剔除不諧和點，18個有效分析點均集中分布于諧和曲線上，206Pb/238U年齡介于368～361 Ma之間，加權平均年齡為364±1 Ma(n=18，MSWD=0.46)(圖4)。

PM403TW1(二長花崗巖)：鋯石顏色以淺褐黃色為主，少數為淺褐色、無色，短柱狀為主，個別細小呈破碎的不規則棱角狀，長寬比為1∶1～1∶1.5，大小以150～250 μm為主。反射光下可見晶體表面透明，未見包體。CL圖像上環帶結構發育(圖3)，部分鋯石點(3、8、9)中含繼承性鋯石。從表1可知，共測試22個點，剔除不諧和點(點7、8、10、16、17)，其余17個有效分析點的Th含量為92×10-6～489×10-6，U含量為92×10-6～365×10-6，Th/U值為0.71～1.34。其中7、8點206Pb/238U年齡介于163～162 Ma之間，年齡值偏小可能與后期巖漿熱事件作用導致的普通鉛含量的丟失有關(Da Silvaetal.，2000)，鋯石圖像上具明顯的溶蝕結構或骨架狀結構也暗示經歷了熱液蝕變作用；16、17號點206Pb/238U年齡分別為2 183±17 Ma、1 047±13 Ma，可能為捕獲的中、古元古代的基底鋯石。17個有效分析點均集中分布于諧和曲線上，206Pb/238U年齡介于366～363 Ma之間，加權平均年齡為364±1 Ma(n=17，MSWD=0.14)(圖4)，具有與樣品PM404TW1一致的地質年齡。

圖 3 包格德巖體典型鋯石陰極CL圖像

PM404TW2(石英二長巖)：鋯石顏色多為淡黃色，少數為紫色、無色，晶體完整，多為晶面清晰的柱狀晶體，長寬比為1∶2～1∶2.5，顆粒大小為150～220 μm。反射光下晶體表面干凈、光亮，晶形復雜，個別晶體表面見溶蝕坑。大部分鋯石在CL圖像上可見清晰的環帶結構(圖3)，其中13、20點中可見繼承性鋯石。從表1可知，共測試20個點，剔除不諧和點(點2、11、18)，其余17個有效分析點的Th含量為143×10-6～450×10-6，U含量為120×10-6～450×10-6，Th/U值為0.57～1.29。其中11號點206Pb/238U為1 760±11 Ma，可能為捕獲的古元古代的基底鋯石。17個有效分析點均集中分布于諧和曲線上，206Pb/238U年齡介于369～366 Ma之間，加權平均年齡為368±1 Ma(n=17，MSWD=0.20)(圖4)。

結合鋯石圖像特征及Th/U值，說明4件樣品具有明顯的巖漿成因，所測得的年齡代表了巖體真實的侵位年齡。LA-ICP-MS鋯石206Pb/238U測年結果顯示，包格德巖體由3期侵入體組成，分別為368±1 Ma的石英二長巖、364±1 Ma的二長花崗巖及355±1 Ma的花崗斑巖，巖漿活動持續約13 Ma。

3.2 主量、微量元素地球化學特征

包格德巖體的主量、微量、稀土元素測試結果及相關參數見表2。

表 1 包格德巖體的LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年結果

巖體SiO2含量66.67%～78.24%，分異指數DI為78.41～97.54，表明巖體的分異演化程度較高；Na2O為1.61%～4.25%，K2O為3.77%～6.78%，(Na2O+K2O)為7.62%～8.82%，K2O/Na2O值為0.93～1.57，個別值達到4.21，具有富堿且相對富鉀的特征，里特曼指數為1.72～3.13，為鈣堿性巖，在SiO2-K2O散點圖上大部分樣品位于高鉀鈣堿性區間，個別樣品分布于鉀玄巖區(圖5a)；Al2O3含量為11.20%～15.43%，含量稍微偏低，大部分樣品A/CNK為0.95～1.08，為準鋁質-弱過鋁質巖石，個別樣品A/CNK為1.12～1.20，屬于過鋁質巖石(圖5b)；在哈克圖解上，K2O隨著SiO2增加而一定程度的增加，其余主量元素隨SiO2增加而明顯減少，呈現了明顯的線性關系，暗示了同源巖漿演化的特征(圖6)。

巖體稀土元素總量(不含Y)為83.60×10-6～163.40×10-6，平均133.50×10-6，含量偏低；輕稀土元素含量為76.80×10-6～142.90×10-6，重稀土元素含量為6.80×10-6～21.00×10-6，LREE/HREE值為6.79～16.57，(La/Yb)N值為5.43～18.52，明顯富集輕稀土元素；(La/Sm)N=3.12～5.66，(Gd/Yb)N=0.93～1.95，表明巖體的輕稀土元素相對重稀土元素內部發生了明顯的分餾，在圖中呈右傾的特征(圖7a)；δEu=0.34～0.78，Eu具一定程度的虧損。微量元素表現為相對富集大離子親石元素(Rb、Th、K)，不同程度虧損Ba、Sr、Ti及P等元素(圖7b)。其中Ba、Sr的虧損可能與斜長石的分離結晶有關，Ti、P的虧損可能與鈦鐵礦、磷灰石的分離結晶有關。

4 討論

4.1 巖體時代

前人(內蒙古自治區地質局，1979)(2)內蒙古自治區地質局.1979.1∶20萬賀斯格烏拉牧場幅區域地質調查報告.曾把二長花崗巖、花崗斑巖分別歸屬為華力西晚期、燕山早期，但是缺少年代學數據的支持。本次對包格德巖體中的花崗斑巖、二長花崗巖、石英二長巖3種巖性進行了鋯石U-Pb測年，它們的鋯石U-Pb年齡分別為355±1 Ma、364±1 Ma、368±1 Ma，結合鋯石圖像特征及較高的Th/U值，這些年齡應代表了巖體真實的侵位年齡，表明其形成時代介于早石炭-晚泥盆世之間，且以晚泥盆世為主，而不是之前認為的華力西晚期、燕山早期。

圖 7 包格德巖體稀土元素球粒隕石標準化配分模式圖(a)及微量元素原始地幔標準化蛛網圖(b)(標準化數值據Sun and McDonough, 1989)

圖 6 包格德巖體哈克圖解

圖 5 包格德巖體K2O-SiO2圖解(a，據Morrison，1980)及A/NK-A/CNK圖解(b，據Maniar and Piccoli，1989)

表 2 包格德巖體主量元素(wB/%)、微量元素(wB/10-6)分析結果

4.2 巖石成因

包格德巖體中石英二長巖SiO2含量為66.67%～67.60%，DI為78.41～84.10，具有中等程度的分異；二長花崗巖、花崗斑巖SiO2含量為69.21%～78.24%，DI為83.80～97.54，具有高硅、高分異指數的特征，CaO為0.15%～2.41%，P2O5為0.01%～0.14%，TiO2為0.14%～0.55%，鈣、磷、鈦含量普遍偏低，以上顯示兩種巖性分異程度明顯偏高。

包格德巖體K2O含量介于3.77%～6.78%之間，很明顯不屬于M型花崗巖(通常<1%)。也具有不同于A型花崗巖的一系列地球化學特征：① 堿性指數NK/A為0.71～0.94，平均值為0.82，略低于堿性特征的A型花崗巖(NK/A>0.85)(Whalenetal.，1987)；② Zr含量為84×10-6～268×10-6，大部分低于A型花崗巖下限(250×10-6)(Whalenetal.，1987)，在巖石成因圖解中大部分樣品均落在了非A型花崗巖區域(8a、8b)；③ 鐵鎂比FeOT/MgO介于2.72～10.39之間，平均值為5.52，有別于A型花崗巖富鐵貧鎂的特征(FeOT/MgO>10)(Whalenetal.，1987)；④ 鋯石飽和溫度tZr為741～829℃，平均787℃(表2)，也低于具有高溫成巖特征的A型花崗巖(tZr>830℃)(Watson and Harrison，1983)。另外，樣品在圖解8c中樣品均位于高分異鈣堿性區、鈣堿性區，也不支持其為A型花崗巖。以上說明，包格德巖體只可能為I或S型花崗巖。

通常情況下，鋁飽和指數A/CNK是區分I、S型花崗巖的有效標志，但該指標通常應用于未經強烈結晶分異的花崗巖(Chappell and White，1992；吳福元等，2007)，文中樣品A/CNK大部分為0.95～1.08，個別為1.12～1.2，總體上為準鋁質-弱過鋁質巖石，在A/CNK-A/NK圖解中顯示了I型花崗巖的分布特征(圖5b)。其P2O5含量為0.01%～0.17%，平均值為0.07%，也明顯低于高分異S型花崗巖(P2O5平均值為0.14%)(Kingetal.，1997)，且在P2O5-SiO2圖解中呈現I型花崗巖的負相關性(圖6h)。另外，巖體Na2O含量為1.61%～4.25%，平均值為3.43%，與I型(Na2O平均值為3.21%)接近，而遠高于S型花崗巖(Na2O平均值為2.81%)(Kingetal.，1997)。因此，包格德巖體為I型花崗巖，且主體巖性分異程度較高(圖8c)。

包格德巖體的3種巖性在空間上為明顯的侵入接觸，主量元素(TiO2、Al2O3、MnO、FeOT、MgO、CaO、P2O5)與SiO2含量變化呈明顯的線性關系(圖6)，微量、稀土元素具有相似的配分曲線特征(圖7a、7b)，以上均暗示了巖體為同源巖漿演化的可能。巖體具有偏低的Mg#值(14.73×10-6～39.78×10-6)及Cr(為1.63×10-6～10.10×10-6)、Ni(為7.62×10-6～14.70×10-6)含量，結合樣品Nb/Ta值(6.85～15.16)低于幔源巖漿(17±1)，而與大陸地殼(10～14)接近(Sun and McDonough，1989)。說明以殼源巖漿為主。其Ba、Sr、Eu的虧損(圖7a、7b)可能與巖漿形成過程中斜長石的分異有關(圖9a)。哈克圖解(圖6)、La/Yb-La圖解(圖9b)顯示：部分熔融、分離結晶作用是控制巖體巖漿演化過程中的主要因素。其稀土元素含量的變化可能與副礦物磷灰石的分離結晶有關(圖9c)，其中磷灰石的分離結晶與其低磷(P2O5含量以0.01%～0.08%為主)特征一致。

圖 10 包格德巖體的構造環境圖解(a、b、c據Pearce et al.，1984；d、e據Gorton and Schandl，2000；f據Batchelor and Bowden，1985)

圖 9 包格德巖體Ba-Sr、La/Yb-La、(La/Yb)N-La關系圖，圖中分異趨勢線上數字代表分離結晶程度(a,c據Wu et al.，2003；b據Allegre and Minster，1978)

圖 8 包格德巖體巖石成因圖解(a、b據Whalen et al.，1987；c據Sylvester, 1989)

4.3 構造意義

興蒙造山帶北緣具有俯沖成因的早古生代島弧巖漿巖不同程度發育，該花崗巖帶年齡介于496～414 Ma之間，持續約82 Ma，保留了古亞洲洋早期向北俯沖的巖漿記錄(陳斌等，1996；王樹慶等，2016；李紅英等，2016；楊澤黎等，2017，2018)；而與伸展背景有關的堿性巖漿巖帶的形成時期為晚石炭-中二疊世，代表興蒙造山帶的北緣整體進入了洋盆閉合后的造山后伸展環境中(洪大衛等，1994；程銀行等，2014；薛富紅等，2015；孔令杰等，2017；韓江濤，2019)。因此，泥盆紀-早石炭世時期便成為了造山帶構造格局的重要轉折時期。泥盆紀-早石炭世時期，區域上陸相、海陸交互相地層發育，暗示了洋盆趨以消亡或已閉合(徐備等，2014；張晉瑞等，2018)。沿造山帶的北緣存在一條重要的縫合線，即二連-賀根山-嫩江-黑河縫合帶，該縫合帶既是重要的生物群界線，又是兩大陸塊(興安、松嫩)的分界線(許文良等，2019)。沿該縫合帶也斷續出露與此地質背景有關的巖漿活動產物，例如：縫合帶西段蘇左旗早石炭世火山巖(346～335 Ma，李夢瞳等，2020)，東段牙克石花崗巖閃長巖(331 Ma，趙芝等，2010)。以上說明，早石炭世時期在二連-賀根山-嫩江-黑河縫合帶的東、西段洋盆已經閉合。而縫合帶中部的東烏旗地區隨著陸殼拉張出現了具有弧后盆地性質的陸內小洋盆-賀根山洋盆(Xiaoetal.，2003；黃波等，2016；張晉瑞等，2018；許文良等，2019)，賀根山洋盆的構造演化過程在晚泥盆-早石炭世時期是有限的俯沖還是已經消亡？這可以從該時期的巖漿作用得到回答。

包格德巖體由花崗斑巖、二長花崗巖、石英二長巖3種巖性組成，為一套高鉀鈣堿性的I型花崗巖組合。具有大離子親石元素(Rb、Th、K)富集，高場強元素(Ti、Nb、Ta)不同程度虧損的特征，在Nb-Y、Rb-Y+Nb、Rb-Yb+Ta構造圖上樣品也幾乎都落在了火山弧花崗巖區(圖10a、10b、10c)，顯示了火山弧或活動陸緣巖漿巖的特點(許文良等，2012)。在Th/Yb-Ta/Yb、Th/Ta-Yb構造圖解上樣品分布相對集中，進一步顯示了活動大陸邊緣巖漿巖的特征(圖10d、10e)。在R1-R2構造圖解上分布比較零散，均位于造山晚期、破壞性活動大陸邊緣花崗巖的交匯區域(圖10f)，暗示其形成于碰撞前的造山晚期構造環境。綜上，包格德巖體形成于活動大陸邊緣環境的弧后盆地上，是賀根山洋向北俯沖消減的產物。同時，包格德巖體的構造背景顯示賀根山洋閉合晚于368～355 Ma，進一步制約了賀根山洋閉合的上限，這一認識為興蒙造山帶北緣的古生代構造演化提供了新的地質依據。

5 結論

(1)包格德巖體由石英二長巖、二長花崗巖及花崗斑巖組成，鋯石U-Pb年齡分別為368±1 Ma、364±1 Ma、355±1 Ma，為晚泥盆-早石炭世時期巖漿活動的產物；

(2)巖體具有高硅、富堿且富鉀、準鋁質-弱過鋁質的特征，稀土元素偏低，負銪異常中等，相對富集大離子親石元素(Rb、Th、K)及輕稀土元素，不同程度虧損Ba、Sr、Ti及P等元素，為高鉀鈣堿性系列的I型花崗巖；

(3)巖體形成于活動大陸邊緣，為弧后洋盆環境的產物，所以賀根山洋盆閉合應晚于368～355 Ma。