何澤宇, 申俊峰，張善明，劉 俊，杜佰松

(1.中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083；2.內蒙古第八地質礦產勘查開發(fā)院，內蒙古 烏海 016000；3.中國地質大學(武漢)資源學院，湖北 武漢 430074)

0 引 言

華北克拉通是中國大陸最古老的構造單元，其形成和演化歷史的研究對于理解大陸形成及早期生長具有重要意義，因此長期備受地學界關注[1-5]。已有的研究成果[5-6]顯示，華北地區(qū)在30億年前出現古陸核，并經歷29～27 億年的快速生長形成了7個微陸塊[7]，約在25億年完成彼此拼合形成穩(wěn)定的克拉通地塊[8-9]，其后在23億年至19億年發(fā)生了造山作用，約1.8億年前發(fā)生隆起與裂谷作用。

阿拉善地塊是華北克拉通7個微陸塊之最西邊的微陸塊，它與鄂爾多斯地塊之間拼合形成了陸內造山帶[10]，即賀蘭造山帶。該造山帶中南段出露的大量孔茲巖系和S型花崗巖[11-14]記錄了造山帶演化過程，但是北段的造山演化過程研究相對薄弱，影響了對阿拉善地塊與鄂爾多斯地塊之間造山過程的理解。近年來，在內蒙古烏海桌子山地區(qū)陸續(xù)發(fā)現有少量花崗巖體出露，為進一步研究該造山帶的演化提供了條件。本文基于桌子山花崗巖體的鋯石U-Pb年代學和地球化學研究，結合區(qū)域地質背景，對桌子山地區(qū)地質演化歷史進行綜合分析，試圖揭示該區(qū)構造巖漿熱事件性質，為深刻理解阿拉善地塊和鄂爾多斯地塊之間的造山作用過程提供新的依據。

1 區(qū)域地質概況

研究區(qū)位于華北克拉通之鄂爾多斯盆地西緣與阿拉善地塊東緣交匯處，北臨河套地塹，南部與銀川盆地相接(圖1)。該區(qū)具有復雜的地質構造背景格架，其中主要包括南北向展布的桌子山構造帶，崗德爾山背斜、卡布其向斜和千里廟背斜構成一大型復式背斜構造。本區(qū)出露的地層有新太古界烏拉山巖群、中元古界長城系西勒圖組、下古生界寒武系及奧陶系、上古生界石炭系及二疊系、中生界和新生界地層。其中，烏拉山巖群主要由角閃斜長片麻巖、黑云角閃片巖、黑云斜長片麻巖等高級變質巖組成，與上覆長城系西勒圖組地層呈角度不整合接觸；長城系西勒圖組主要由白色、紫紅色細至粗粒石英巖、石英夾紫紅色頁巖及底礫巖組成，波痕發(fā)育，其與寒武系呈平行不整合接觸。由于研究區(qū)及賀蘭山區(qū)同整個華北區(qū)一樣，處于長期整體抬升剝蝕階段，故而缺乏上奧陶統至下石炭統地層，導致該區(qū)中奧陶統與上石炭統呈平行不整合或微不整合接觸。其中，前者為一套海相砂泥質及碳酸鹽建造，后者為一套濱海沼澤相煤系地層。根據烏海市區(qū)域地質調查成果，研究區(qū)內巖漿作用不發(fā)育，未見有火山巖出露。除在烏拉山巖群中穿插發(fā)育一些脈巖外，在桌子山一帶可見一處巖株狀花崗巖，即本文研究的桌子山花崗巖。

圖1 內蒙古烏海桌子山一帶地質圖(據文獻[15]修改)

2 巖體特征及樣品采集

桌子山花崗巖出露于伊和布拉格向斜北翼，呈一巖柱狀侵入于新太古界烏拉山巖群內，且為漸變接觸關系。巖體南側可見長城系西勒圖組石英砂巖，兩者界線清楚(圖2(a))。巖體出露面積約2.7 km2，走向東西。該巖體主要包括兩種花崗巖，分別為正長花崗巖和二長花崗巖。其中，正長花崗巖呈肉紅色，塊狀構造(圖2(b))；二長花崗巖呈灰白色，塊狀構造(圖2(c))。

圖2 桌子山花崗巖野外地質特征

在桌子山花崗巖巖體中共采集了三件代表性樣品(Zr01、Zr02和Zr03)。其中，Zr01為正長花崗巖，Zr02、Zr03為二長花崗巖。

樣品Zr01為肉紅色，花崗結構，塊狀構造。主要礦物成分為正長石(40%～50%)、石英(25%～35%)、斜長石(10%～20%)和黑云母(<5%)(圖3(a))。正長石為長板狀或粒狀結構，自形程度較差，微斜長石發(fā)育有格子雙晶，粒徑多為0.2～0.5 mm；斜長石為半自形粒狀結構，多見一組解理，聚片雙晶發(fā)育，最高干涉色為Ⅰ級灰白，粒徑多為0.15～0.30 mm，黑云母為無色-淺褐色，半自形-它形結構，條帶狀構造，部分蝕變?yōu)榻佋颇富?圖3(c)和(d))。

樣品Zr02和Zr03為灰白色，花崗結構，塊狀構造(圖3(b))。其主要成分為斜長石(30%～40%)、微斜長石(30%～40%)、石英(15%～25%)和黑云母(<5%)。斜長石為半自形粒狀結構，多見一組解理，粒徑多為0.2～0.4 mm；微斜長石為長板狀或粒狀，自形程度較差，解理多見一組，格子雙晶發(fā)育，粒徑多為0.15～0.30 mm；石英為半自形-它形粒狀，正交鏡下可見波狀消光，最高干涉色為Ⅰ級黃白，粒徑多為0.2～0.5 mm，個別達2 mm；黑云母呈無色-淺褐色，半自形-它形結構，主要呈條帶狀，可見一組明顯的解理紋，最高干涉色可達到Ⅲ級，近平行消光。

圖3 桌子山花崗巖顯微照片

3 分析方法

本次對樣品Zr01和Zr02進行了鋯石U-Pb年齡測定，并對樣品Zr01、Zr02和 Zr03進行詳細的主量、微量及稀土元素地球化學組成分析。

鋯石U-Pb同位素定年在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室完成。所用激光剝蝕系統為Galas 2005，等離子體質譜儀為Agilent7500a。選用激光能量70 mJ，頻率8 Hz，激光束斑直徑32 μm。以標準鋯石91500作為外標，每8個樣品測試點插入2個91500標準鋯石測試點；29Si作為內標，獲得數據采用204Pb對普通鉛進行校正。數據處理采用 ICPMSDataCal 8.3程序[16]，諧和圖繪制采用Isoplot 3.0程序完成[17]。

巖石主量、微量及稀土元素在河北省區(qū)域地質礦產調查研究所實驗室測得，主量元素分析所用儀器為Axios X射線熒光光譜儀。樣品粉碎至200目，后采用玻璃體熔融法對樣品進行制備，采用校準曲線法進行巖石主量元素定量分析。微量及稀土元素采用ThermoFisherX Serise2電感耦合等離子體質譜聯用儀(ICP-MS)測得，分析精度優(yōu)于10%，具體分析方法見文獻[18-19]。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年代學

本次鋯石U-Pb年代學研究僅對Zr01和Zr02樣品進行了同位素測年。其花崗巖鋯石晶形完好，內部結構清晰，外形以短柱狀居多，長寬比約2:1，長軸一般達100 μm。雙目鏡下無色透明，陰極發(fā)光圖像顯示，大多數鋯石發(fā)育典型的振蕩生長環(huán)帶(圖4(a)和(b))，且Th/U比值(0.25～0.93)較高，為典型的巖漿成因鋯石[20]。結合部分鋯石邊部具有明顯的變質增生邊，部分鋯石的自形程度不高，認為其邊部受到了區(qū)域變質作用的影響，但整體仍應屬于巖漿型鋯石。

圖4 桌子山花崗巖鋯石陰極發(fā)光照片以及部分鋯石年齡

選擇樣品Zr01中晶形較好、無裂痕、具有清晰環(huán)帶的鋯石中的19個點進行了年齡測定，測定位置選取鋯石邊部，獲得放射成因Pb含量范圍為648×10-6～4 455×10-6，Th和U含量范圍分別為168×10-6～5 437×10-6和827×10-6～8 895×10-6，Th/U值為0.61～1.15(表1)。由于 U含量很高導致強烈鉛丟失，所獲得的年齡數據偏差較大，擬合而成的不一致線與諧和線上交點年齡為(1 866±120)Ma(MSWD=47)(圖5(a))。結合區(qū)域上測得孔茲巖重熔型過鋁質花崗巖形成年齡為(1 893±14)～(1 923±28)Ma[21-22]，筆者認為該上交點年齡可以代表桌子山正長花崗巖的侵位年齡。

表1 桌子山花崗巖Zr01號樣LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年數據

對Zr02號樣品中的20個點進行了年齡測定，測定位置選取晶形較好無裂痕，具有清晰環(huán)帶的鋯石邊部，獲得放射成因Pb含量為46×10-6～2 905×10-6，Th和U含量變化范圍分別為17×10-6～359×10-6和42×10-6～4 461×10-6，Th/U值為0.05～0.54(表2)，其中8號、9號和15號點的Th/U<0.1，具有變質鋯石Th/U值特征，其余17個點的Th/U值均大于0.1。在所獲年齡數據中，3號、6號和10號點位于諧和曲線上，其余點均位于諧和曲線附近，呈線性排列(圖5(b))，表明為現代鉛的丟失。所獲年齡數據擬合而成的不一致線與諧和線的上交點年齡為(2 039±79)Ma(MSWD=123)，代表桌子山二長花崗巖的侵位年齡。

表2 桌子山花崗巖Zr02號樣LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年數據

圖5 桌子山花崗巖鋯石U-Pb年齡諧和圖

綜合以上分析認為，正長花崗巖的形成年齡為(1 866±120)Ma，二長花崗巖體的形成年齡為(2 039±79)Ma，兩期花崗巖的形成年齡雖略有差異，但時間均屬于古元古代。

4.2 巖石地球化學特征

4.2.1 主量元素

通過地球化學測試結果(表3)可以看出，正長花崗巖與二長花崗巖元素含量差別較大。其中，正長花崗巖(Zr01)的SiO2含量為74.54%，TiO2含量為0.12%，K2O含量為5.85%，CaO含量為1.12%，MgO含量為0.23%，Fe2O3T為0.88%，K2O/Na2O 為2.20%，全堿含量較高(K2O+Na2O為8.51%)，里特曼指數(σ)為2.30(小于3.3)，屬于鈣堿性巖系列。二長花崗巖(Zr02、Zr03)的SiO2含量為74.06%～75.47%，TiO2含量為0.02%～0.06%，K2O含量為3.81%～6.04%，CaO含量為0.62～1.24%，MgO含量為0.09%～0.23%，Fe2O3T為0.14%～0.60%，K2O/Na2O 為1.03%～1.71%，全堿含量較高(K2O+Na2O=7.51%～9.58%)，里特曼指數(σ)為1.74～2.95，屬于鈣堿性巖系列。

表3 桌子山花崗巖主量元素(%)、稀土元素(10-6)和微量元素(10-6)分析結果

正長花崗巖與二長花崗巖均表現為富Si、K，貧Ti、Mg、Ca的特點。相對于二長花崗巖而言，正長花崗巖更加富集Ti、Fe元素。在TAS 圖解中，所有樣品均落在花崗巖區(qū)域(圖6(a))。兩者具有富硅、富鋁、富鉀，而相對貧鈦、貧鈉、貧鈣的特征，Al2O3含量介于13.96%～14.55%之間，A/CNK 值在 1.19～1.32之間變化，均屬于過鋁質花崗巖(圖6(b))。

圖6 桌子山花崗巖巖石類型圖解

4.2.2 稀土及微量元素特征

該巖體中正長花崗巖的稀土總量較高(ΣREE為241.05×10-6)，二長花崗巖的稀土總量與正長花崗巖相差較大(ΣREE=17.36×10-6～11.70×10-6)。兩者在REE 球粒隕石標準化圖解上均呈現出明顯的右傾式配分曲線(圖7(a))，輕稀土(LREE)明顯富集，重稀土(HREE)相對虧損，但二長花崗巖的輕重稀土分異度((La/Yb)N=2.81～5.38)與正長花崗巖((La/Yb)N=34.86))相差較大；同時正長花崗巖表現出明顯的負Eu異常(Eu/Eu*=0.36，Eu*=2(Eu/Sm)N+GdN)，而二長花崗巖表現出明顯的正Eu異常(Eu/Eu*=3.39～4.89)，表明正長花崗巖經歷了更高程度的分離結晶，且源區(qū)斜長石殘留或在巖漿演化中經歷了較為明顯的斜長石結晶分異[25]，而二長花崗巖的正Eu異常表明斜長石在分離結晶作用過程中沒有晶出大量的斜長石而殘留在熔體中。稀土元素分異特征表現為正長花崗巖：(La/Sm)N=5.24，(Gd/Yb)N=4.64；二長花崗巖：(La/Sm)N=4.14～4.84；(Gd/Yb)N=0.46～0.83?？梢姸L花崗巖的輕稀土分異度與正長花崗巖近似，重稀土分異度與正長花崗巖相比較低，且具有相反的趨勢。在微量元素原始地幔標準化蛛網圖(圖7(b))上，正長花崗巖表現出富集Th、U、Pb及大離子親石元素(Rb、K等)，相對虧損Ba、Nb、Ti等的特征；而二長花崗巖除了表現為富集大離子親石元素(如Rb、Ba、K)特點外，還相對虧損Th、Nb、Ta、Ti等高場強元素，表現出明顯的殼源特點。

圖7 桌子山花崗巖稀土元素球粒隕石標準化配分圖(a)及微量元素原始地幔標準化蛛網圖(b)

5 討 論

5.1 巖石成因與構造背景

根據花崗巖源區(qū)性質可將花崗巖可分為A型、S型、M型和I型[26]，其中S型花崗巖是一類以富鋁相礦物、鋁飽和指數≥1.1的造山型花崗巖。本次研究的桌子山花崗巖Al2O3含量≥13.96%，K2O平均含量為5.23%，具有富鋁、富鉀、富硅，而相對貧鈦、貧鈉、貧鈣的特征，K2O+Na2O變化范圍為7.51%～9.85%；K2O/Na2O≥1.03；CaO/Na2O比值較高，鋁飽和指數A/CNK=1.40～1.58(大于1.1)，具有強過鋁質花崗巖的特征，與孔茲巖帶西段巴沙臺花崗巖[4]及中段黃旗口花崗巖[27]具有相似的主量元素特征，應同為來自富鋁物質的熔融，同屬強過鋁質S型花崗巖。一般認為，表現強過鋁質特征的S型花崗巖主要來自變沉積巖物質的熔融，并且可以通過Rb/Sr和Rb/Ba比值來判別S型花崗巖來自泥質巖或雜砂巖[28]。同時，在過鋁質花崗巖中CaO/Na2O主要依賴于斜長石/黏土比值，當CaO/Na2O<0.3時為泥質巖石的局部熔融，反之為雜砂巖的局部熔融[29-30]。桌子山過鋁質花崗巖CaO/Na2O<0.3或近似0.3；在Rb/Sr-Rb/Ba比值協變圖解(圖8(b))中，各點均落入富黏土源區(qū)內，表明桌子山花崗巖為泥質巖石部分熔融的結果。

圖8 桌子山花崗巖成因及構造環(huán)境判別圖((a)底圖據文獻[35]；(b)底圖及數據據文獻[26]；(c)底圖據文獻[36];

正長花崗巖(樣品Zr01)與二長花崗巖(樣品Zr02)均表現出富集大離子親石元素、相對虧損高場強元素、且極度貧高場強元素Ti的特征，顯示其以陸殼物質為巖漿源巖的特征。但正長花崗巖比二長花崗巖在稀土、微量元素總量上要高很多，且Eu、Th、Ce、Nd、Zr、Sm及HREE在微量元素蛛網圖上表現出不同走勢，指示兩者之間分異程度或成因上存在較大差異。其中正長花崗巖的Sr含量為102×10-6，Ba為59.09×10-6；二長花崗巖的Sr含量為84.9×10-6～95.8×10-6，Ba為26.61×10-6～53.8×10-6，兩者均明顯低于花崗巖的平均值(Sr為300×10-6，Ba為830×10-6)；Ba和Sr的虧損反映巖漿經歷了較為完全的分離結晶作用。同時根據在花崗巖成因判別圖解上顯示出的分異特征(圖8(a))，結合其他巖石地球化學特征，認為在分異程度上正長花崗巖比二長花崗巖要高。

島弧與大陸塊體受到大洋巖石圈俯沖作用的影響而發(fā)生碰撞，整個碰撞過程可以分為碰撞前、同碰撞和碰撞后3個階段,且在碰撞縫合線附近花崗質巖漿作用活躍[31-32]。其中這3個階段分別在活動大陸邊緣一側的島弧環(huán)境、陸-陸碰撞帶及陸-陸碰撞帶和原被動大陸邊緣一側的板塊內對應形成鈣堿性侵入體、過鋁質侵入體及鈣堿性和堿性侵入體[32]。通過R1-R2構造判別圖(圖8(c))可以看出，所有樣品均落在同碰撞期范圍內，可以判定該花崗巖體為同碰撞階段的產物，反映了該區(qū)花崗巖形成于陸塊碰撞造山的地球動力學背景，這與賀蘭山S型花崗巖的形成構造環(huán)境相吻合。同時有研究表明，賀蘭山地區(qū)受古元古代陸-陸碰撞作用影響而伴有的大面積巖漿活動主要包括2.05 Ga、1.95 Ga和1.85 Ga三個階段[33-34]，這與本次獲得的桌子山花崗巖同位素年齡相對應，表明桌子山花崗巖與賀蘭山花崗巖形成于相同構造環(huán)境下的同一巖漿活動。

5.2 關于區(qū)域地質背景的啟示意義

隨著對西部陸塊深入研究，很多學者對華北克拉通西部阿拉善地塊的歸屬和與華北克拉通拼合時限提出了不同的認識。這些認識主要包括：(1)阿拉善地塊自新太古代(約2.5 Ga)就已屬于華北克拉通的組成部分[37-41]；(2)在古元古代(約1.95 Ga)阿拉善地塊作為陰山地塊或孔茲巖帶的西延成為了西部陸塊的組成部分[42-46]；(3)自顯生宙以來阿拉善地塊才與華北克拉通完成碰撞拼合[16,47-51]。對于地處阿拉善陸塊和鄂爾多斯盆地之間的桌子山地區(qū)來說，分析該地區(qū)的地質演化歷史可以為阿拉善地塊的歸屬提供有力的證據。

根據野外地質觀測發(fā)現，研究區(qū)內以灰白色、肉紅色、粉紅色厚層-薄層狀石英砂巖為主的長城系西勒圖組與以榴石黑云斜長片麻巖、硅線榴石黑云斜長片麻巖為主的烏拉山群之間為角度不整合界面(圖9(a)和(b))。其中，烏拉山群傾向南西，傾角在40°～85°之間；西勒圖組呈近南北向帶狀展布，傾角在10°～70°之間。同時，在西勒圖組上部的灰白色石英砂巖中可見波痕構造(圖9(c))，中部可見交錯層理(圖9(d))，反映出一套在較穩(wěn)定沉積環(huán)境下形成的濱海-淺海碎屑巖相建造。結合本次研究獲得的花崗巖鋯石年齡數據，可以推測出該區(qū)域自古元古代至中元古代長城紀之前發(fā)生了強烈的構造運動。

圖9 元古代地層沉積特征及其接觸關系

通過對古生代的地層分析發(fā)現，研究區(qū)內寒武系、奧陶系、石炭系和二疊系為整合、平行不整合或微不整合接觸關系。其中呈近南北向帶狀展布、傾角在11°～27°之間的寒武系與長城系西勒圖組呈平行不整合接觸(圖9(b))；寒武系與奧陶系在研究區(qū)為微不整合接觸，在賀蘭山中段呈整合接觸[52]；奧陶系與下石炭統為微不整合接觸關系(圖10(a)和(c))；上石炭統與巖性主要為灰白色細至粗粒砂巖(圖10(d))的下二疊統為整合接觸關系。以上地層接觸關系表明，阿拉善地塊和鄂爾多斯地塊交界的桌子山地區(qū)自中元古代長城紀之后一直處于一個穩(wěn)定的沉積環(huán)境。

圖10 奧陶系至二疊系接觸關系

在寧夏衛(wèi)寧北山地區(qū)(阿拉善地塊)和鄂爾多斯盆地的礦產調查中，均發(fā)現存在與研究區(qū)內相同的“山西式”鐵礦(圖10(b))，且均在石炭系—二疊系砂巖內產出“山西式”鐵礦并夾高嶺土層，說明這三個地區(qū)在石炭紀已然擁有了相同的成礦環(huán)境。結合上述的地層接觸關系及前人的研究[42-51]可以進一步推測，阿拉善地塊可能在長城紀之前就已完成了與華北克拉通的拼接。

6 結 論

(1)采用LA-ICP-MS鋯石U-Pb法獲得桌子山正長花崗巖和二長花崗巖的侵位年齡分別為(2 039±79)Ma和(1 866±120)Ma，與區(qū)域主要巖漿構造熱事件時間一致，指示桌子山地區(qū)在古元古代末期存在兩期巖漿事件。這一認識為阿拉善地塊與鄂爾多斯地塊之間發(fā)生于古元古代造山巖漿事件提供了新的證據。

(2)巖石地球化學特征表明，正長花崗巖與二長花崗巖為同一巖漿作用時期不同階段泥質巖石部分熔融的結果，屬于典型的過鋁質S型花崗巖,可能來自孔茲巖系的部分熔融，代表了同碰撞階段的產物。

(3)桌子山地區(qū)中元古代之后的地層主要為平行不整合和整合關系，少部分呈不整合接觸關系，佐證了阿拉善地塊與鄂爾多斯地塊之間造山作用主要發(fā)生在古元古代，與桌子山正長花崗巖和二長花崗巖的侵位年齡一致，指示阿拉善地塊與鄂爾多斯地塊之間在古元古代末期完成了最后一次拼合造山事件。

致謝：感謝內蒙古第八地質礦產勘查開發(fā)院項目負責人王玉奇及項目組各位組員的幫助和指導；感謝杜瑾雪副教授為論文提出的寶貴意見與建議。