密文天， 辛 杰

(1.內(nèi)蒙古工業(yè)大學(xué)礦業(yè)學(xué)院，呼和浩特 010051；2.成都理工大學(xué)國土資源部地學(xué)空間信息技術(shù)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，成都 610059)

華北板塊北緣出露有一系列的前寒武紀(jì)深成侵入體及許多變質(zhì)火山-沉積地層系統(tǒng)，內(nèi)部包含有花崗巖體、各類變質(zhì)巖體及多種構(gòu)造形跡[1-4]。據(jù)前人研究成果，華北板塊北緣的巖漿活動(dòng)較為頻繁，多集中于晚太古代、早古元古代、晚古生代和中生代[5]。其中太古代深變質(zhì)巖漿巖主要以閃長質(zhì)片麻巖、TTG(英云閃長-奧長花崗巖-花崗閃長質(zhì))片麻巖和花崗質(zhì)片麻巖為主，分布于包頭以東和以北，零星出露[6]。古元古代巖漿巖出露廣泛，主要以花崗質(zhì)巖石、閃長質(zhì)深成巖、基性巖墻為主[7]。華北板塊北緣很少發(fā)現(xiàn)新元古代的酸性侵入巖體，僅在內(nèi)蒙古狼山及鄰區(qū)阿拉善等地有過報(bào)道[8-9]。目前，有學(xué)者認(rèn)為華北板塊及其周邊地區(qū)在中-新元古代發(fā)生的拼合-裂解事件引發(fā)了一系列的巖漿活動(dòng)[1,10-12]，但是對(duì)該時(shí)期華北板塊北緣的巖漿作用過程，尤其是對(duì)酸性侵入巖的成因缺乏深入研究，該區(qū)域新元古代巖漿活動(dòng)及其地質(zhì)意義亦需進(jìn)一步明確。

A型花崗巖被認(rèn)為是形成于造山后或非造山構(gòu)造環(huán)境，具有貧水、富堿等巖石學(xué)及地球化學(xué)特征的巖石[13-14]，其既可以反映地殼伸展、減薄的地球動(dòng)力學(xué)背景[15-16]，也能對(duì)碰撞造山結(jié)束進(jìn)入伸展的構(gòu)造環(huán)境提供時(shí)間約束[12-13]，其重要地質(zhì)構(gòu)造意義已成為研究的熱點(diǎn)[17-18]。在內(nèi)蒙古武川縣東20 km的趙井溝發(fā)現(xiàn)該區(qū)廣泛分布有多個(gè)時(shí)期、多種產(chǎn)出規(guī)模及形態(tài)的侵入巖體。通過對(duì)新元古代堿長花崗巖進(jìn)行全巖主微量元素、鋯石年代學(xué)及Sr-Nd-Pb-Hf同位素分析發(fā)現(xiàn)該期侵入巖具有A型花崗巖的特點(diǎn)。華北板塊北緣鮮少發(fā)現(xiàn)新元古代的侵入巖體，對(duì)該期巖體的形成時(shí)代、成因及巖漿源區(qū)等特征進(jìn)行分析能為約束華北板塊北緣新元古代的構(gòu)造-巖漿-熱事件提供新的線索，從而深化對(duì)相關(guān)巖漿作用過程及構(gòu)造意義的認(rèn)識(shí)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)在大地構(gòu)造位置上位于華北板塊北緣中段[圖1(a)]，處于集寧-隆化斷裂與赤峰-白云鄂博深大斷裂之間。區(qū)域內(nèi)巖漿巖分布廣泛，構(gòu)造條件復(fù)雜，韌性剪切帶和脆性斷裂較為發(fā)育，E(東)—W(西)向斷裂構(gòu)造控制著區(qū)內(nèi)的沉積地層與侵入巖體的展布[19]。區(qū)內(nèi)出露有太古代變質(zhì)巖、中-新元古代渣爾泰群變質(zhì)-火山沉積巖、各時(shí)期的花崗巖、石炭系栓馬樁組以及第四系沖洪積物等。渣爾泰群廣泛出露于采樣點(diǎn)的南部，由各類千枚巖、石英砂巖等組成；中石炭統(tǒng)栓馬樁組出露于研究區(qū)的中、北部，主要包含有變質(zhì)砂巖和長石砂巖，該組逆沖推覆于渣爾泰群之上，呈斷層接觸。區(qū)內(nèi)巖漿巖主要與元古代、古生代的巖漿活動(dòng)有關(guān)[20]。其中，前寒武紀(jì)侵入巖主要為閃長巖、堿長花崗巖及二長花崗巖等，古生代的侵入巖有花崗閃長巖、黑云母花崗巖，中生代為花崗斑巖及鉀長花崗巖[圖1(b)]。通過野外觀察，中-新元古代花崗巖體多呈脈狀、巖株?duì)罴皫r基狀侵位于前寒武系地層(圖2)。

圖2 趙井溝野外照片

2 巖石學(xué)特征

趙井溝各時(shí)代的侵入巖體呈現(xiàn)出不同的種類、規(guī)模及幾何形態(tài)，而新元古代花崗巖主要為細(xì)粒堿長花崗巖及細(xì)粒斑狀堿長花崗巖。其中，樣品ZJ-012-1為細(xì)粒堿長花崗巖，具有花崗結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造[圖3(a)]。經(jīng)鏡下觀察，礦物成分中鉀長石含量為20%～30%，呈半自形板狀，部分存在弱-中等的黏土化及絹云母化，粒徑為0.5～1.8 mm，發(fā)育卡式雙晶，邊緣有細(xì)小顆粒狀石英；鈉長石含量一般，呈半自形板狀，粒徑為0.6～1.5 mm，部分有絹云母化，但整體晶體形態(tài)保存較好；石英含量為20%～25%，呈他形粒狀，粒徑為0.5～1.25 mm，部分充填在先期結(jié)晶的長石類礦物之間；黑云母含量為5%～10%，呈他形片狀，粒徑約為0.25 mm，鏡下觀察有閃突起現(xiàn)象；副礦物可見鋯石、磷灰石及其他金屬礦物等。

樣品ZJ-010-1為細(xì)粒斑狀堿長花崗巖，具似斑狀結(jié)構(gòu)[圖3(b)]，塊狀構(gòu)造，斑晶含量約為16%，其余為基質(zhì)；石英含量為25%～30%，鉀長石含量為25%～30%，其余主要為鈉長石及白云母(1%～2%)。斑晶由鈉長石、石英及鉀長石等組成，其中鈉長石呈半自形板狀，粒徑為0.4～0.6 mm，邊部分布有蠕蟲狀石英，形成蠕蟲結(jié)構(gòu)；石英呈他形粒狀，粒徑為0.4～1.2 mm，部分被巖漿熔蝕呈次圓狀或不規(guī)則狀；白云母呈半自形片狀，粒徑約0.5 mm，閃突起較明顯?；|(zhì)成分與斑晶一致，其中，鉀長石呈半自形板狀，粒徑為0.1～0.2 mm，鈉長石粒徑為0.1～0.2 mm，石英多分散展布于斑晶周圍，與長石構(gòu)成文象交生結(jié)構(gòu)。此外，可見微量不透明金屬礦物及磷灰石等。

Kp為鉀長石,Ab為鈉長石,Q為石英,Mu為白云母;正交偏光

3 分析測試及結(jié)果

3.1 分析測試

在詳細(xì)的野外地質(zhì)調(diào)查基礎(chǔ)上，對(duì)區(qū)內(nèi)相關(guān)花崗巖體進(jìn)行了系統(tǒng)采樣，將其中的1件樣品(ZJ-010-1)進(jìn)行年代學(xué)測試，5件樣品進(jìn)行巖石地球化學(xué)測試。年代學(xué)樣品采集地點(diǎn)經(jīng)緯度為111°45′51″E，41°10′27″N[圖1(b)]全巖主量和微量元素分析依托核工業(yè)北京地質(zhì)研究院進(jìn)行，其中主量元素采用X射線熒光光譜法測定，精度達(dá)1%；微量元素用Finnigan MAT制造的HR-ICP-MS(ElementⅠ)質(zhì)譜儀測定。

鋯石挑選在河北廊坊宇能測試中心完成，采用常規(guī)方法將樣品粉碎后經(jīng)分選處理后，在鏡下挑選出晶型、透明度好和無裂縫的鋯石樣品，用環(huán)氧樹脂粘貼并制靶，打磨和拋光后露出新鮮面。隨后進(jìn)行陰極發(fā)光照相，標(biāo)記好擬進(jìn)行U-Pb定年和原位Hf同位素微區(qū)分析的點(diǎn)位(圖4)。

鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb測試和Hf同位素分析依托南京聚譜科技公司進(jìn)行。型號(hào)為Analyte Excite的193 nm ArF準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)和型號(hào)為Nu Plasma II的多接收器型號(hào)電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)聯(lián)用，進(jìn)行微區(qū)同位素分析。準(zhǔn)分子激光發(fā)生器產(chǎn)生的深紫外光束經(jīng)勻化光路聚焦于鋯石表面，剝蝕鋯石表面的光束斑直徑為50 μm，能量密度為6.0 J/cm2，頻率為8 Hz，剝蝕40 s后氣溶膠由氦氣送入MC-ICP-MS完成測試；過程中每隔10個(gè)樣品交替測試2個(gè)標(biāo)樣(GJ-1、91500等)，以控制Hf同位素?cái)?shù)據(jù)質(zhì)量，具體測試流程、方法及原理參見文獻(xiàn)[21-22]，結(jié)果見表1。

實(shí)心圓圈為U-Pb分析點(diǎn)；虛線圈為Hf同位素分析點(diǎn)

表1 內(nèi)蒙古趙井溝花崗巖鋯石 LA-MC-ICP-MS U-Pb 測試結(jié)果

處理鋯石Hf同位素?cái)?shù)據(jù)時(shí)，首先采用179Hf/177Hf=0.732 5，獲得Hf同位素質(zhì)量歧視因子βHf，通過鋯石自身的172Yb/173Yb實(shí)測數(shù)據(jù)，獲得Yb同位素質(zhì)量歧視因子βYb，再用176Yb/172Yb=0.588 7，扣除176Yb對(duì)176Hf的同量異位干擾；由于Lu只有175Lu與176Lu兩個(gè)同位素，因此假定βLu=βHf，再采用176Lu/175Lu=0.026 55扣除176Lu對(duì)176Hf的同質(zhì)異位干擾[23]。球粒隕石176Lu/177Hf和176Hf/177Hf分別取0.033 2和0.282 772，176Lu的衰變常數(shù)采用1.867×10-11/a-1[24-25]，虧損地幔176Lu/177Hf和176Hf/177Hf的比值分別為0.038 4和0.283 25[26]，下地殼和上地殼的fLu/Hf分別為-0.34和-0.72[25]。分析條件及流程見文獻(xiàn)[31]。

全巖Sr-Nd-Pb同位素分析依托核工業(yè)地質(zhì)研究院進(jìn)行，利用IsotopX Phoenix型熱電離同位素質(zhì)譜儀完成；Sr-Nd同位素測試方法參照GB/T 17672—1999《巖石中鉛、鍶、釹同位素測定方法》進(jìn)行，Pb同位素測試方法依據(jù)DZ/T 0184.12—1997《巖石、礦物中微量鉛的同位素組成的測定》進(jìn)行；實(shí)驗(yàn)過程中，相對(duì)濕度為30%，溫度為20 ℃，同位素比值誤差以2σ計(jì)算。Sr、Nd同位素?cái)?shù)據(jù)處理方法參照[28]。

3.2 分析結(jié)果

花崗巖樣品主量元素中(表2)，SiO2含量較高，介于72.54%～75.67%；Al2O3含量介于13.30%～15.22%；MgO含量較低，介于0.08%～0.19%，K2O含量較高，為2.99%～5.98%，Na2O含量較高(3.67%～7.16%)；K2O/Na2O為0.42～1.63，該組樣品相對(duì)富鈉，僅有一個(gè)樣品K2O含量高于Na2O；Mg#變化較大，多數(shù)介于23～35，平均值為28.4，鋁飽和指數(shù)值介于1.0～1.09，屬于弱過鋁質(zhì)花崗巖[圖5(a)]，較高的A/CNK和較低的Mg#表明其可能經(jīng)歷了較高程度的分離過程，屬于成熟度較高的花崗巖[9]；在R1-R2巖性判別圖中，數(shù)據(jù)落于堿性花崗巖范圍內(nèi)[圖5(b)]，所以趙井溝新元古代花崗巖總體上屬于成熟度較高的堿性弱過鋁質(zhì)花崗巖。

圖5 趙井溝花崗巖A/CNK-A/NK和R1-R2圖解

樣品稀土元素(REE)總含量在(98.72～140.67)×10-6，較低的稀土元素含量可能與部分熔融時(shí)，富含REE的礦物在源區(qū)殘留相關(guān)；(La/Yb)N介于0.94～1.52，輕稀土(LREE)/重稀土(HREE)(介于3.08～4)表明LREE相對(duì)富集而HREE相對(duì)虧損(表2)，δEu介于0.03～0.09，稀土元素呈現(xiàn)強(qiáng)烈的負(fù)Eu異常[圖6(a)]，稀土元素配分型式為輕稀土富集的“海鷗型”曲線。樣品相對(duì)富集Nb、Ta、Hf等高場強(qiáng)元素，而Sr、P及Ti元素強(qiáng)烈虧損；Ba相對(duì)于Rb和Th虧損明顯，具有負(fù)Ba異常；大離子親石元素Rb異常富集[(792～1 139)×10-6]，可能是由于其分異演化程度較高，后期被流體交代蝕變所引起或是含礦潛力和礦化程度的象征[表2，圖6(b)]。

陰極發(fā)光(CL)圖像顯示，趙井溝花崗巖中的多數(shù)鋯石均發(fā)育震蕩韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu)，無裂縫，呈短柱狀-長柱狀，粒徑為60～150 μm，長寬比約為2∶1(圖4)。鋯石U-Pb測年結(jié)果顯示(表1)，多數(shù)鋯石Th/U介于0.86～2.84，高于0.4，屬于巖漿成因[32]。在鋯石U-Pb年齡諧和圖中[圖4(a)]，數(shù)據(jù)多分布在諧和線及其附近，顯示了一定的可靠性，10個(gè)測點(diǎn)的206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為(765±5) Ma，代表了趙井溝花崗巖的形成時(shí)代。

鋯石的Hf同位素顯示(表3)，176Lu/177Hf為0.000 618～0.002 024，比值多小于0.002，僅有一個(gè)略大于0.002，說明鋯石形成后基本未受放射性成因Hf影響，獲得的176Lu/177Hf可以準(zhǔn)確反映巖石形成時(shí)體系的Hf同位素構(gòu)成[25]。10個(gè)測試點(diǎn)的176Hf/177Hf范圍為0.281 851～0.282 143，平均為0.282 042。依據(jù)鋯石年代學(xué)確定的原位年齡，計(jì)算后獲得的εHf(t)在-15.9～-6.3，均小于0；對(duì)應(yīng)的地殼二階段模式年齡(TDM2)介于2 045～2 662 Ma。

圖6 趙井溝花崗巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖

表2 趙井溝地區(qū)花崗巖主量元素及微量元素分析結(jié)果

注:A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)分子數(shù)；Mg#=100×[Mg2+/(Mg2++ Fe2+)]原子數(shù)；LOI為燒失量。

表3 趙井溝花崗巖鋯石Hf同位素測試結(jié)果

表4 趙井溝花崗巖Sr-Nd-Pb同位素分析結(jié)果及主要參數(shù)

注：εNd(t)=[(143Nd/144Nd)樣品(t)/(143Nd/144Nd)CHUR(t)]×104;(143Nd/144Nd)CHUR=0.511 651；(147Sm/144Nd)CHUR=0.196 7，CHUR代表原始地幔未經(jīng)化學(xué)分異的初始比值;初始同位素組成根據(jù)t=765.2 Ma校正。

趙井溝新元古代花崗巖的Sr-Nd-Pb同位素?cái)?shù)據(jù)顯示(表4)，樣品87Sr/86Sr為0.989 744～3.031 133，初始鍶比值(87Sr/86Sr)i為-4.666 165～-1.871 071；143Nd/144Nd為0.512 099～0.512 168，變化范圍較小，低于原始地?，F(xiàn)代值(0.512 638)[33]，具有低Nd的特征。根據(jù)趙井溝花崗巖鋯石U-Pb加權(quán)平均年齡t=765.2 Ma計(jì)算，巖石的εNd(t)呈現(xiàn)較明顯的負(fù)值，變化范圍為-7.3～-2.7；Nd二階段模式年齡(TDM2)為1 663～2 033 Ma。208Pb/204Pb變化為36.699 7～37.305 6，207Pb/204Pb變化范圍較小，分布于15.334 6～15.415 7，206Pb/204Pb介于16.599 9～16.953 6。

4 討論

4.1 巖石成因類型

趙井溝花崗巖富硅、高堿，貧CaO(0.12%～0.28%)、MgO(0.08%～0.19%)和P2O5(0.01%～0.02%)，具有較高的(Na2O+K2O)/CaO以及高的K2O/MgO。地球化學(xué)數(shù)據(jù)表明，華北板塊北緣趙井溝新元古代花崗巖是一套堿性的弱過鋁質(zhì)花崗巖。鏡下觀察未發(fā)現(xiàn)特征性的堿性鐵鎂礦物，成分上應(yīng)屬于堿長花崗巖[34]。稀土元素配分曲線及微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖6)，Rb、Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Yb較為富集，Sr、Ba、P、Ti、Eu顯示出明顯的負(fù)異常。富Yb、貧Sr暗示源區(qū)為無石榴子石殘留的低壓區(qū)，Eu的負(fù)異常顯示源區(qū)有斜長石殘留，Ti、P的負(fù)異?？赡芘c鈦鐵礦、磷灰石分離結(jié)晶有關(guān)；負(fù)Ba異常顯示此類花崗巖可能與地殼巖石的部分熔融有關(guān)[9]?！昂ｚt型”稀土配分型式顯示輕稀土相對(duì)富集，Ga/Al較高(2.90～3.44)，高于世界上A型花崗巖的下限值，上述特征與典型的A型花崗巖地球化學(xué)特征相符[15,35-37]。由于巖石具有高硅、富堿，貧Ca、Fe、Mg、P元素以及具有較高的巖漿結(jié)晶分異指數(shù)DI(97.45～98.43)、較低的固結(jié)指數(shù)SI(0.86～1.88)、較低含量的親鐵元素[Co為(0.12～0.46)×10-6；V為(3.47～4.94)×10-6]等特點(diǎn)(表2)，暗示巖石在巖漿演化后期形成，經(jīng)歷了高分異演化作用，化學(xué)和礦物成分與低共結(jié)的花崗巖類似，故需進(jìn)一步明確花崗巖成因類型(高分異I型、S型或A型)[38-40]。Zr+Nb+Ce+Y-FeO*/MgO及以10 000 Ga/Al為基礎(chǔ)的判別圖解可有效區(qū)分高分異I型和A型花崗巖[38]，且A型花崗巖也有可能經(jīng)歷過高分異演化作用[39]。樣品在以上圖解中均落于A型花崗巖范圍內(nèi)(圖7和圖8)，所以趙井溝新元古代花崗巖可能由古老地殼巖石經(jīng)部分熔融產(chǎn)生的巖漿，后經(jīng)歷高度的分異演化而形成的堿性、弱過鋁質(zhì)的A型花崗巖。

OGT代表未分異的I、S和M型花崗巖；FG代表高分異的I型花崗巖；A代表A型花崗巖

4.2 源區(qū)性質(zhì)及成因討論

花崗巖的母巖漿所具有的初始同位素組成特征能反映其物質(zhì)來源及源區(qū)性質(zhì)[42-43]。但當(dāng)A型花崗巖具有很低的Sr含量或Rb/Sr值較高時(shí)，年齡對(duì)Sr同位素初始值的校正影響較大；將Rb-Sr同位素作為A型花崗巖成因及物質(zhì)來源的判別依據(jù)會(huì)產(chǎn)生較大誤差[44-47]。趙井溝花崗巖體Rb/Sr過高，通過年齡校正計(jì)算出的(87Sr/86Sr)i介于-4.666 165～-1.871 071(表4)，均小于0.7，所以Sr同位素值不宜用于討論該區(qū)花崗巖成因及源區(qū)性質(zhì)[48]。

I、S、A分別代表I型、S型和A型花崗巖

而A型花崗巖的Nd同位素組成，即εNd(t)可以用于反映巖漿源區(qū)性質(zhì)及物質(zhì)來源[46,49]。當(dāng)樣品εNd(t)<0時(shí)，說明其源于地殼物質(zhì)，或在很大程度上與地殼物質(zhì)發(fā)生過混染，混染比例越高，εNd(t)越趨向負(fù)值；εNd(t)>0，說明其源區(qū)可能源于地幔物質(zhì)[49]。內(nèi)蒙古趙井溝A型花崗巖具有相似的Nd同位素組成，其εNd(t)變化范圍為-7.3～-2.7(表4)，呈現(xiàn)出明顯的負(fù)值，表明其巖漿源于地殼物質(zhì)；但其εNd(t)變化范圍較大，說明其源區(qū)物質(zhì)較為復(fù)雜，可能有幔源物質(zhì)的混入；此外，鏡下觀察未發(fā)現(xiàn)角閃石，計(jì)算表明Mg#較低，且樣品的SiO2含量較高(72.54%～75.67%)，故該A型花崗巖為地幔物質(zhì)直接部分熔融形成的可能性很小，其源區(qū)應(yīng)是以部分熔融后的古老地殼物質(zhì)為主體，并加入有少量的幔源物質(zhì)[50]。這顯示了趙井溝新元古代A型花崗巖物源的多樣性及復(fù)雜性[51]。

由于具有較高的Hf同位素封閉溫度，鋯石在各種條件下仍能保持原始Hf同位素組成，從而為鋯石形成及巖石成因提供信息[25,52-53]。趙井溝新元古代花崗巖呈現(xiàn)負(fù)的鋯石εHf(t)[表3，圖9(a)]，對(duì)應(yīng)的地殼二階段模式年齡為2.0～2.6 Ga[圖9(b)]，且εNd(t)均為明顯負(fù)值(表4)；207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解中，樣品均指示源于地殼范圍內(nèi)[圖10(a)]，這暗示本區(qū)花崗質(zhì)巖漿主要源于古元古代古老地殼物質(zhì)的部分熔融。鋯石Hf模式年齡遠(yuǎn)大于結(jié)晶年齡[(765±5.0) Ma]，這說明其巖漿的形成可能與古元古代地殼的部分熔融有關(guān)[25]。此外，樣品Hf同位素組成呈現(xiàn)明顯的不均一性，變化范圍較大[圖10(a)]，而隨著巖石部分熔融或結(jié)晶分異演化，鋯石176Hf/177Hf不會(huì)改變，熔體中Hf同位素比值發(fā)生顯著變化暗示存在開放的系統(tǒng)[54]。所以，趙井溝花崗巖εHf(t)的不均一性很可能是由于放射性成因Hf的不同端元的混合作用所致[55]。這種特征與其他學(xué)者發(fā)現(xiàn)的鋯石Hf同位素呈現(xiàn)的εHf(t)的不均一結(jié)果類似[56-60]?？梢?，趙井溝花崗巖不均一的鋯石Hf同位素組成、不均一的εNd(t)以及Pb同位素組成特征[圖10(b)]，應(yīng)受殼-幔物質(zhì)混合的影響。

圖9 趙井溝花崗巖的εHf(t)和地殼兩階段模式年齡TDM2/Ga柱狀圖

LC為下地殼；OR為造山帶；UC為上地殼；OIV為洋島火山巖；A、B、C、D分別為各區(qū)域中樣品相對(duì)集中區(qū)

4.3 地質(zhì)意義

A型花崗巖所反映的后造山或非造山的伸展-拉張環(huán)境已被廣泛認(rèn)可[15,34,50,62]。在構(gòu)造環(huán)境判別圖中(圖11)，內(nèi)蒙古趙井溝新元古代A型花崗巖數(shù)據(jù)指示了造山期后的構(gòu)造背景；在SiO2-Al2O3和SiO2-TFeO/(TFeO+MgO)圖解中(圖12)，樣品投點(diǎn)大部分落入后造山范圍內(nèi)。因此，趙井溝A型花崗巖的形成可能與造山期后的拉伸構(gòu)造環(huán)境有關(guān)。在Sr-Yb構(gòu)造環(huán)境判別圖中(圖13)，所有的數(shù)據(jù)點(diǎn)都落入高Yb和極低的Sr的區(qū)域范圍，與南嶺后造山花崗巖的特征相似[63-64]。已有的研究結(jié)果表明，該特征的花崗巖形成于高溫低壓的條件，是地殼拉伸減薄的產(chǎn)物[14,41,45]，這進(jìn)一步說明研究區(qū)花崗巖形成于造山期后拉伸減薄的構(gòu)造環(huán)境。此外，華北板塊在新元古代的巖漿活動(dòng)多為以地幔底侵為特征的隱性巖漿活動(dòng)[65]。因此，在新元古代，以內(nèi)蒙古趙井溝765 Ma左右的花崗質(zhì)巖漿活動(dòng)為代表，可能存在一定范圍的與古老地殼物質(zhì)的重熔或深熔相關(guān)的巖漿的侵位，地幔隆起的同時(shí)巖漿底侵于下地殼，引起地殼的部分熔融[34,60]，實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)反映的幔源端元的混入正是來自伸展減薄的構(gòu)造背景下地幔巖漿的上涌所致，而A型花崗巖則是在這一構(gòu)造背景下古老地殼部分熔融的產(chǎn)物。

①為地幔斜長花崗巖；②為破壞性活動(dòng)板塊邊緣(板塊碰撞前)花崗巖；③為板塊碰撞后隆起期花崗巖；④為晚造山期花崗巖；⑤為非造山區(qū)A型花崗巖；⑥為同碰撞(S型)花崗巖；⑦為造山期后A型花崗巖(據(jù)文獻(xiàn)[66])

一般認(rèn)為，新元古代是Rodinia超大陸構(gòu)造演化的重要時(shí)期[67-69]，并在新元古代中期發(fā)生解體[70-72]，但與揚(yáng)子、華夏等板塊相比，該裂解事件觸發(fā)的巖漿作用在華北板塊及周邊遺留的線索很少[73-74]。目前，有學(xué)者發(fā)現(xiàn)在華北板塊西北緣狼山西南段存在張性裂谷背景下與新元古代Rodinia超大陸裂解作用相呼應(yīng)的構(gòu)造-巖漿-熱事件，發(fā)現(xiàn)有海相火山-沉積變質(zhì)建造[75]；內(nèi)蒙古阿拉善發(fā)現(xiàn)的新元古代變形花崗巖的鋯石逐層蒸發(fā)法年齡為814 Ma[76]；阿拉善西南緣的金川Ni-Cu超鎂鐵巖體[(827±8) Ma]被認(rèn)為與Rodinia裂解時(shí)期的地幔柱活動(dòng)有關(guān)[77]。這些證據(jù)表明，Rodinia超大陸的裂解可能引發(fā)了華北板塊新元古代的巖漿活動(dòng)[78-79]。

華北板塊北緣的趙井溝A型花崗巖的形成年齡[(765±5.0) Ma]與Rodinia超大陸裂解時(shí)間相接近，樣品測點(diǎn)ZJ-010-1-2、7分別為(826.5±7.8) Ma和(836.3±7.7) Ma(表1)，也屬于Rodinia超大陸裂解的時(shí)限范圍[70-71,73,78]。因此，趙井溝新元古代A型花崗巖可能形成于Rodinia超大陸拼合、俯沖碰撞造山期后的地殼減薄拉伸構(gòu)造環(huán)境，華北板塊北緣中段在新元古代可能經(jīng)歷了擠壓-伸展作用的轉(zhuǎn)換，已經(jīng)進(jìn)入到后造山的伸展構(gòu)造階段，而相關(guān)巖漿活動(dòng)是對(duì)Rodinia超大陸解體事件的響應(yīng)，該巖體的研究對(duì)華北板塊北緣新元古代構(gòu)造演化過程提供了新的證據(jù)。

5 結(jié)論

(1)內(nèi)蒙古趙井溝新元古代花崗巖鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb年齡為(765±5.0) Ma。

(2)趙井溝新元古代花崗巖以高的SiO2，低的Ca、Sr、P和Ti值為特征，屬于堿性的弱過鋁質(zhì)A型花崗巖；花崗巖鋯石Hf、Nd同位素特征表明，其巖漿主要來自于古元古代地殼物質(zhì)的部分熔融，并有幔源端元的混入。

(3)研究區(qū)新元古代A型花崗巖形成于后造山伸展拉張的構(gòu)造環(huán)境，反映了該時(shí)期華北板塊北緣由擠壓作用向伸展作用轉(zhuǎn)換的構(gòu)造背景，內(nèi)蒙古趙井溝可能有與Rodinia超大陸裂解作用相響應(yīng)的構(gòu)造-巖漿-熱事件發(fā)生。

IAG為島弧花崗巖類；CAG為大陸弧花崗巖類；CCG為大陸碰撞花崗巖類；POG為后造山花崗巖類；RRG為與裂谷有關(guān)的花崗巖類；CEUG為與大陸的造陸抬升有關(guān)的花崗巖類(據(jù)文獻(xiàn)[80])

①為高Sr低Yb區(qū)；②為低Sr低Yb區(qū)；③為高Sr高Yb區(qū)；④為低Sr高Yb區(qū)；⑤為非常低Sr高Yb區(qū)(文獻(xiàn)[64])