内蒙古四子王旗地区中二叠世火山岩年代学、地球化学特征及构造意义

王琦1 唐建洲1 程建2 段铁军2 丁聪1 张怀惠1 孟芸西1 张志诚1,†

1.造山带与地壳演化教育部重点实验室, 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871; 2.中国石油化工股份有限公司石油勘探开发研究院无锡石油地质研究所, 无锡 214126; †通信作者, E-mail: zczhang@pku.edu.cn

摘要对华北克拉通与兴蒙造山带结合部位的内蒙古四子王旗地区出露的一套原定为中‒下侏罗统的流纹岩进行岩石学、岩石地球化学、锆石 U-Pb 同位素年代学和 Hf 同位素组成研究, 确定其岩石成因及地球动力学意义。新获得的流纹岩和流纹斑岩 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 年龄分别为 262±2 和 261±2Ma, 表明流纹岩的时代应为中二叠世晚期。四子王旗地区流纹岩多属高钾钙碱性系列和钾玄岩系列岩石, 具有高硅、高碱、富铝以及贫钙、贫镁的特征。稀土元素总量较大, 配分曲线明显右倾, 具有中度到重度 Eu 负异常, 富集大离子亲石元素 Rb, Th和轻稀土元素, 亏损 Nb, Ta, Sr 和 Ba 等元素。火山岩的 εHf(t)为负值(−25.97～−11.94), 可能主要来源于古老地壳熔融岩浆。该套火山岩具有高硅流纹岩的地球化学特征, 表明岩浆经历过结晶分异过程, 岩浆喷出与深部幔源岩浆的加热有关。结合相关构造判别图解, 判断该套火山岩可能形成于后碰撞伸展阶段。

关键词 四子王旗地区; 火山岩; 中二叠世; 岩石成因; 后碰撞伸展阶段

长期以来, 晚古生代时期的华北克拉通北缘一直被认为是被动大陆边缘[1‒2]。近年的研究发现, 华北克拉通北缘大面积分布的花岗岩并非太古宙‒古元古代的克拉通基底, 而是石炭‒二叠纪时期岩浆活动的产物[3‒7], 表明华北克拉通北缘在晚古生代并非被动陆缘, 而与古亚洲洋在晚古生代时期复杂的俯冲‒碰撞过程有关[3‒9]。华北克拉通北缘紧邻兴蒙造山带南部的白乃庙‒达茂旗岛弧带, 在中奥陶世—早志留世处于岛弧环境; 石炭纪—二叠纪时期, 白乃庙‒达茂旗岛弧带与华北克拉通北缘一起“固化”, 形成安第斯型陆缘弧[8‒9]。由于陆缘弧环境中岩浆产物的复杂性[10], 中‒晚二叠世时古亚洲洋是否已从俯冲体系转变为碰撞体系仍存争议。一些学者认为华北克拉通北缘在中‒晚二叠世仍处于活动陆弧环境[5‒7,11‒15], 但也有学者认为华北克拉通北缘中‒晚二叠世的花岗岩不具备弧环境岩浆岩特征, 此时古亚洲洋已经停止向南俯冲, 花岗岩应为后碰撞时期的产物[16‒27]。

华北克拉通北缘分布大面积的花岗岩, 但火山岩仅分布在华北克拉通北部与兴蒙造山带接触的线状区域, 即白云鄂博‒赤峰断裂附近。四子王旗以西的白云鄂博、达茂旗一带以及东部的镶黄旗等地, 均有中二叠世火山岩分布。20 世纪 70 年代, 内蒙古自治区地质局有关地质队在四子王旗地区进行1:20 万区域地质调查时, 将公忽洞地区一套酸性‒中酸性火山岩地层的形成时代确定为早‒中侏罗世, 并认为可与阴山地区晚侏罗世白女羊盘组火山岩对比。然而, 白女羊盘组火山岩广泛分布在临河‒集宁‒尚义断裂附近(如固阳盆地、武川盆地、卓资县大榆树等地区[28‒29]), 与四子王旗相隔甚远, 因此将四子王旗地区出露的火山岩地层与白女羊盘组火山岩进行对比缺乏可靠证据。此外, 经同位素年代学研究, 白女羊盘组火山岩现被划归早白垩世[28], 而四子王旗地区此套火山岩地层的时代没有确凿的古生物化石及同位素年代学证据, 岩石组合也与研究区西侧邻区达茂旗北部的中二叠世早期的苏吉组相似[22], 因此四子王旗地区火山岩地层与白女羊盘组火山岩的可对比性仍有待商榷, 需要对四子王旗火山岩的形成时代进行准确的限定。

本文对四子王旗地区早‒中侏罗世火山岩进行锆石 U-Pb 定年, 以期将其形成时代准确地限定在中二叠世, 并根据火山岩的岩石地球化学和锆石Hf 同位素特征, 结合华北克拉通北缘中‒晚二叠世火山岩的空间分布特征, 进一步探讨其岩浆成因及构造背景, 为古亚洲洋晚古生代构造演化的研究提供新的证据。

1 地质概况及岩石学特征

四子王旗地区位于内蒙古自治区中西部, 横跨华北克拉通和兴蒙造山带两个构造单元(图 1)。研究区处于华北克拉通北部陆缘, 基底主要由新太古代经历绿片岩相‒角闪岩相变质的奥长花岗岩‒英云闪长岩‒花岗闪长岩(TTG)以及古元古代钾质花岗岩和基性岩墙组成, 中‒新元古代发育裂陷沉积[30], 以白云鄂博群沉积地层为代表。古生代时期, 华北克拉通北缘经历古亚洲洋复杂的俯冲、增生、碰撞造山及后造山过程, 造成石炭‒二叠纪岩浆岩在本区广泛分布(图 1)。研究区北侧, 白云鄂博‒赤峰断裂以北为兴蒙造山带, 发育白乃庙‒达茂旗岛弧带和索伦‒西拉木伦缝合带, 岛弧带发育早古生代火山‒沉积岩系和侵入岩, 代表古亚洲洋向南俯冲增生的产物, 索伦‒西拉木伦缝合带则标志着华北克拉通与南蒙古复合地体之间最后闭合的位置[8]。

研究区多被新生代砂砾岩和冲积物覆盖, 仅在冲沟和采石坑有基岩出露。流纹岩分布于公忽洞地区, 剖面较为完整, 下部为凝灰火山角砾岩和流纹斑岩, 上部为流纹岩夹凝灰火山角砾岩, 出露面积约为 35km2 (图 2)。该套流纹岩底部与白云鄂博群哈拉霍圪特组的褐绿色片岩不整合接触, 在该片岩中发育一条宽十几米的北西走向的流纹质岩墙, 推断是与火山岩同时代的产物。流纹岩南侧被上侏罗统腔向胜旦组的砾岩、砂砾岩以及砂岩不整合覆盖(图3)。

四子王旗地区北部广泛分布花岗岩体, 呈北东东向不规则状展布, 东西长达 25km, 出露面积约为 170km2。花岗岩体侵入白云鄂博群地层之中, 岩体中可见少量白云鄂博群石英岩捕虏体, 并被上侏罗统腔向胜旦组砾岩不整合覆盖, 砾岩中含该花岗岩的砾石。柳长峰等[31]将该岩体命名为北极各岩体, 主要由正长花岗岩组成, 球状风化明显, 他们的锆石 U-Pb 定年结果表明岩体于中二叠世侵位(264±3Ma)。北极各岩体的化学组成属于高钾钙碱性系列, 低 Rb/Sr 比值, 富集 LILE, 亏损 HFSE, 呈现后造山I型花岗岩的地球化学特征。

本研究共采集 8 件流纹岩样品和两件流纹斑岩样品, 简洁起见, 将这些样品统称为“火山岩”。图4 显示, 流纹岩和流纹斑岩表面呈浅黄‒青灰色, 流纹构造, 块状构造, 偶见杏仁构造, 斑状结构明显。显微镜下多见石英和钾长石斑晶, 有时可见少量黑云母和斜长石, 其中石英斑晶颗粒较小(粒径小于 1mm), 数量较多, 呈半自形‒自形粒状, 波状消光, 发育溶蚀边和港湾状结构; 钾长石斑晶颗粒较大(粒径为 1～2mm), 但数量相对少, 常见自碎斑结构和连斑结构, 表面浑浊, 呈半自形‒自形短柱状, 发育简单双晶和卡式双晶, 基质主要为霏细结构和隐晶质结构, 由长石、石英以及脱玻化的长英质矿物组成。流纹岩样品 NM19-47 中, 长石斑晶以表面轻微蚀变、未显双晶的钠长石为主, 未见钾长石斑晶; 流纹岩 NM19-50 样品基质中, 斜长石微晶多发生黝帘石化, 正交偏光下呈现墨水蓝干涉色; 流纹岩样品 NM19-53 和 NM19-54 中, 石英斑晶和暗色矿物黑云母增多; 流纹斑岩样品 NM19-55 和NM19-56 的矿物组成以石英和钾长石为主, 但基质含量比流纹岩显著减少, 多以显晶质矿物存在, 呈现次火山岩的特征。

2 分析方法

2.1 主量和微量元素

挑选新鲜无蚀变的代表性全岩样品测定主量和微量元素含量。样品的粉碎和研磨在廊坊市晨硕岩矿检测技术服务有限公司完成。去除样品的风化表面, 用蒸馏水清洗干净, 置于 120℃的烘干箱中烘烤。样品干燥后, 使用无污染的碎样机将其粉碎。通过多头玛瑙球磨机, 将样品磨至 200 目以下。

主量和微量元素分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。前处理和测试过程均采用国内岩石标样 GSR-1 进行监控。主量元素的测试采用碱熔法获得均质玻璃体, 在瑞士 Thermo 公司的 ARLAdvant’ XP+型波长散射扫描X射线荧光光谱仪上进行测试, 数据的相对误差在 3%以内。微量元素测试的前处理采用高压釜酸溶法, 测试仪器为 Thermo 公司的 iCapRQ 等离子质谱仪, 仪器检测线为 1 μg/L, Nb, Ta, Cr 和 Ni 等元素的测试误差在10%左右, 其余元素的分析误差控制在 5%以内。

2.2 锆石U-Pb年代学和锆石Lu-Hf同位素

选取两件样品用于锆石 U-Pb 测年, 其中样品NM19-47 为流纹岩, 采样点经纬度为 41°50′03″N, 111°50′04″E; 样品 NM19-55 为流纹斑岩, 采样位置为 41°50′38″N, 111°49′21″E。采用重力法和磁选法从样品中分离出锆石, 在显微镜下挑选颗粒较大、晶形较好、颜色透明、无包裹体且无裂隙的锆石颗粒, 将其粘贴在环氧树脂表面, 并打磨抛光, 使其内部结构剖面充分暴露, 制成样品靶。锆石的挑选和制靶由廊坊诚信地质技术服务公司完成, 测试前的反射光和阴极发光照相在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室和环境扫描电子显微镜实验室完成。

LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 年龄分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。激光剥蚀过程使用德国相干公司的准分子激光器 COMPex Pro102, 激光束斑直径为 32μm, 质谱分析采用美国安捷伦科技有限公司的电感耦合等离子体质谱仪Agilent ICP-MS 7500cc, 每 4 次未知样测试 1 次TEMORA 锆石标样, 每 8 次未知样测试 1 次 NIST 610 玻璃标样。数据处理先使用西澳大学的 Glitter软件, 得到微量元素含量和 U-Pb 同位素比值。微量元素含量的确定使用 Si 作为内标, NIST 610 作为外标, U-Pb 同位素比值的获得是用 TEMORA 锆石标样(417Ma)[32]进行元素间的分馏校正。通过Isoplot 程序, 计算锆石 U-Pb 年龄, 绘制谐和图, 置信度为 95%。

对样品 NM19-47 和 NM19-55 进行锆石原位Lu-Hf 同位素分析, 通过北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室的 Neptune 多接受电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)完成, 测试过程和数据处理的具体方法参照文献[33]。

3 分析结果

3.1 主量和微量元素特征

主量元素和微量元素分析结果见表 1。四子王旗地区流纹岩表现出高硅、高碱、富铝以及贫钙、贫镁等特征。8 件流纹岩样品的 SiO2 含量较高, 变化于71.66%～79.72%之间, 平均值为 76.36%; K2O含量变化较大, 介于 0.40%～8.26%之间, 平均值为4.84%; MgO 含量极低, 均为 0.02%左右; CaO 含量较低, 分布在 0.02%～1.00%之间, 平均值为 0.15%; Al2O3含量较高, 分布在 12.13%～15.50%之间, 平均值为 13.43%; 全碱含量(Na2O+K2O)较高, 分布在6.36%～11.66%之间, 平均值为 8.67%, 烧失量(LOI)均小于 2%。两件流纹斑岩样品的主量元素特征与流纹岩相似, 亦显示较高的 SiO2 含量, 变化范围在73.83%～74.52%之间; 有较高的 K2O 含量, 分布在5.62%～5.73%之间; 极低的 MgO 含量, 介于 0.02%～ 0.08%之间; CaO 含量低, 分布在 0.20%～0.30%之间; Al2O3 含量较高, 分布在 14.88%～16.04%之间, 平均值为 15.46%; 全碱含量(Na2O+K2O)较高, 分布在7.93%～8.70%之间, LOI 均小于 2%。总之, 流纹岩与流纹斑岩样品的主量元素特征几乎没有差别, 可归属为高硅流纹岩。样品 NM19-47 多发育钠长石斑晶, 未见钾长石斑晶, 导致其富钠贫钾; 样品NM19-50 中斜长石微晶严重黝帘石化, 导致钙含量明显偏高, 应为局部热液蚀变的结果。

火山岩 TAS 图解(图 5(a))中, 数据点均落入流纹岩区, 其中多数落入亚碱性流纹岩区, 少数属于碱性系列。K2O-SiO2 图解(图 5(b))中, 样品多属于高钾钙碱性系列和钾玄岩系列, 个别属于钙碱性和低钾系列。

NM19-53 和 NM19-54 两件流纹岩样品的稀土元素特征较为特殊, 稀土元素总量明显偏低(ΣREE =80.60～102.88), 轻重稀土比值较小((La/Yb)N=1.1～ 1.5), 且具有强烈的 Eu 负异常(δEu=0.06～0.18), Zr/Hf 比值较小(15.4～16.9)。其余 6 件流纹岩样品均具有较高的稀土元素总量(ΣREE=143.08～366.05), (La/Yb)N 较大, 变化于 7.8～26.2 之间, 平均值为13.1, 轻重稀土分异明显。

图 6(a)中, 稀土元素配分曲线呈现明显的右倾趋势, 即 LREE 比 HREE 富集, 并且具有中度的 Eu负异常(δEu=0.40～0.72)。两件流纹斑岩样品的稀土元素特征与多数流纹岩样品类似, 具有较高的稀土元素总量(ΣREE=157.91～190.36), 较大的轻重稀土比值((La/Yb)N=10.9～12.6), 以及明显的 Eu 负异常(δEu=0.48～0.52)。

微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 6(b))中, 流纹岩和流纹斑岩样品均表现出明显的 Nb, Ta 和Sr 亏损, Ba, Ce 和 Zr 等也有不同程度的亏损, 而 Rb和 Th 等大离子亲石元素呈相对富集的趋势。总之, 多数样品呈现与白云鄂博‒达茂旗一带出露的中二叠世流纹岩相似的稀土元素和微量元素特征, 即稀土元素总量较高, 配分曲线明显右倾, 具有明显的Eu 负异常, 富集大离子亲石元素 Rb 和 Th 以及轻稀土元素, 亏损 Nb, Ta, Sr, Ba 和重稀土元素。

3.2 锆石U-Pb年龄

流纹岩样品 NM19-47 和流纹斑岩样品 NM19-55 的 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 年龄分析结果见表 2。挑选出的锆石(图 7)多为无色透明或黄褐色, 以自形到半自形短柱状为主, 长 100～250μm, 长宽比多在 1:1～2:1 之间, 锆石的 Th 和 U 含量分别为 31～599和 62～1178μg/g, Th/U比值介于 0.26～1.11 之间, 可见较清晰的振荡环带, 表明锆石为岩浆成因。

样品 NM19-47 获得 30 颗锆石的测试数据, 除去 8 个数据明显偏离谐和线的测点(47-03, 04, 05, 07, 13, 16, 22 和 27), 其余 22 颗锆石的数据点落在谐和线及其附近(图 8(a)), 206Pb/238U 年龄分布在 255～ 278Ma 之间, 206Pb/238U 年龄加权平均值为 262±2Ma(MSWD=2.1), 代表岩浆的结晶年龄。样品 NM19-55 获得 30 个测点的数据, 除去 6 个数据明显偏离谐和线的测点(55-04, 05, 09, 13, 18 和 22)之后, 其余24 颗锆石的数据点集中分布在谐和线附近(图 8(b)), 206Pb/238U 年龄的加权平均值为 261±2Ma (MSWD= 2.9), 其成岩年代与流纹岩一致, 代表岩墙的侵位年龄。

3.3 锆石Lu-Hf同位素特征

锆石的 Lu-Hf 同位素分析结果见表 3。流纹岩样品 NM19-47 中, 14 颗锆石的 176Hf/177Hf 比值介于0.282010～0.282261 之间, εHf(t)分布在−21.68～−12.85范围内, 大部分落于 2500～1800Ma 古老地壳演化线之间(图 9), 锆石的单阶段 Hf 同位素模式年龄(tDM)为 1791～1481Ma, 两阶段 Hf 同位素模式年龄(tDM2)为 2649～2099 Ma, 平均年龄为2369 Ma。

流纹斑岩样品 NM19-55 中, 12 颗锆石的 176Hf/ 177Hf 比值介于 0.281890～0.282292 之间, εHf(t)值介于−25.97～−11.94 之间, 大部分落在 2500～1800Ma的古老地壳演化线之间(图 9), 锆石的单阶段 Hf 同位素模式年龄(tDM)为 1986～1451Ma, 两阶段 Hf 同位素模式年龄(tDM2)为 2917～2041Ma, 平均年龄为2263 Ma。

4 讨论

4.1 火山岩时代的重新厘定

本研究对四子王旗公忽洞地区出露的火山岩进行锆石 U-Pb 测年, 获得流纹岩的 LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄为 262±2Ma, 流纹斑岩的 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 年龄为 261±2Ma。上述测年结果表明, 流纹岩与流纹斑岩为同一期次岩浆活动的产物, 形成时代为中二叠世晚期, 与研究区北部北极各岩体的年龄相当。

前人在进行地质填图时, 将该套火山岩地层划分为早‒中侏罗世, 火山岩不整合覆盖于中‒新元古代白云鄂博群地层之上, 其上又被晚侏罗世腔向胜旦组碎屑岩不整合覆盖。本研究对前人厘定的成岩时代进行订正: 四子王旗地区出露的酸性火山岩形成于中二叠世, 而非早‒中侏罗世, 这一结果可与火山岩之上、下地层单元的时代相匹配。

此外, 白云鄂博‒达茂旗一带流纹岩的年龄为272～268Ma[12,22], 亦属中二叠世, 并与四子王旗流纹岩和流纹斑岩的主量和微量元素特征均具有相似性, 它们在岩石成因及构造背景中的区别与联系需要进一步讨论。

4.2 岩石成因

四子王旗地区流纹岩和流纹斑岩的地化特征与白云鄂博‒达茂旗一带的中二叠世流纹岩相似, 高硅高碱, 贫钙贫镁, Sr, Nb 和 Ta 等元素相对亏损, 并常伴随 Ba 的亏损, 明显的轻重稀土分馏和 Eu 负异常, 稀土元素配分模式呈海鸥型展布, 具备 A 型花岗岩的典型特征。但是, 四子王旗流纹岩和流纹斑岩中 Zr, Th, Nb 和 Y 等元素含量比标准的 A 型花岗岩偏低, 并且在图 10(a)中, 仅白云鄂博‒达茂旗一带的流纹岩落入 A 型花岗岩或流纹岩区域, 尤其是达茂旗北部苏吉组流纹岩应属典型的 A 型流纹岩, 而四子王旗地区的流纹岩和流纹斑岩以及北极各岩体大部分落入 I 型、S 型或 M 型花岗岩区域。事实上, 岩浆房发生晶体‒熔体分离作用时, 喷出地表可形成高硅流纹岩, 深部就位则产生高硅花岗岩(高分异花岗岩), 它们具有许多与 A 型花岗岩相似的地球化学特征, 常常难以区分, 因此需确认岩浆是否经历过较高程度的结晶分异作用。

Whalen 等[37]发现, 在岩浆高度结晶分异过程中, Zr 含量随着锆石的晶出而降低, 与 A 型花岗岩相比, 高分异花岗岩具有高 Al、低 Ga 和 Zr 的特点。吴福元等[38]对 A 型花岗岩和高分异花岗岩进行区分, 发现 A 型花岗岩也存在分异过程, 对应10000Ga/Al 比值的降低, 而在高分异花岗岩分异过程中, 10000Ga/Al 比值逐渐升高, 二者具有截然不同的演化趋势。图 10(b)显示, 白云鄂博‒达茂旗一带的中二叠世流纹岩(尤其是苏吉组流纹岩)具有 A型流纹岩的特征, 而四子王旗流纹岩、流纹斑岩以及北极各岩体具有偏低的 Zr 含量, 且随着 Zr 含量降低, 各样品的 10000Ga/Al 比值逐渐升高, 呈现高分异花岗岩或高硅流纹岩的特征。

稀土元素含量趋低、轻重稀土比值趋小和 Eu负异常加大是高分异花岗岩的常见特征[37‒38,40]。四子王旗 NM19-53 和 NM19-54 两件流纹岩样品的稀土元素总量明显偏低(ΣREE=80.60～102.88), 轻重稀土比值较小((La/Yb)N=1.1～1.5), 且 Eu 负异常非常明显(δEu=0.06～0.18), 北极各岩体样品的稀土元素也明显具有这些特征[31], 表明这些样品分异程度比其他样品高。并且, 流纹岩样品总体上晶体偏少, Zr/Hf比值偏小, 都印证四子王旗地区中二叠世的岩浆活动曾经历较高程度的结晶分异作用。结合样品明显的 Eu 负异常, 岩浆分异应以高 LREE/HREE比值、富 Eu 元素的斜长石分离结晶为主, 可能存在高 LREE/HREE 比值的独居石和褐帘石分离结晶。

综上所述, 白云鄂博‒达茂旗一带的流纹岩应为 A 型流纹岩, 四子王旗火山岩则归属为高硅流纹岩, 北极各岩体属高分异花岗岩, 后两者同时间, 同空间, 同物质来源, 本质上属于同一期次岩浆事件, 因岩浆运移距离的差异而呈现两种岩性。

四子王旗地区流纹岩和流纹斑岩中的锆石具有显著的负 εHf(t)值(−25.97～−11.94), 且两阶段 Hf 同位素模式年龄多分布在 2500～1800Ma 之间, 指示岩浆并非来自新生地壳或地幔的熔融, 而是来源于华北克拉通古老地壳的部分熔融。此外, 样品高硅高碱、亏损 Nb, Ta 和 HREE 等高场强元素、富集 Rb和 Th 等大离子亲石元素的地球化学特征, 也反映岩浆中壳源组分的贡献。

高硅流纹岩与高分异花岗岩的形成常用晶粥体模型(MUSH 模型)来解释[38,41‒43], 即花岗岩浆在岩浆房发生结晶时, 晶体周围分布着一定数量的熔体, 形成所谓的晶体粥。随着结晶作用由外向内推近, 残留的熔体也向岩浆房中心集聚, 岩浆房受深部幔源岩浆加热或发育构造裂隙时失稳, 使得高度分异的高硅岩浆向上运移, 喷出地表时产生高硅流纹岩, 深部就位时则形成高分异花岗岩。部分流纹岩样品中发育石英溶蚀边和港湾状结构, 斜长石出现黝帘石化, 都表明流纹岩曾遭受高温事件。因此, 四子王旗地区的高硅流纹岩和高分异花岗岩极有可能由古老地壳岩石熔融后, 经结晶分异作用产生的高硅岩浆, 受深部幔源岩浆加热后向上运移形成。

关于 A 型花岗岩及流纹岩的成因, 大致有 3 种观点: 1)地幔分异, 由幔源岩浆分异产生[44‒47]; 2)部分熔融, 由中下地壳高钾贫水的长英质岩石部分熔融产生[37,48‒49]; 3)壳幔混合, 由底侵的幔源玄武质岩浆与地壳熔体的岩浆混合作用形成[50‒52]。此外, Nelson[53]将 Y/Nb 比值作为 A 型花岗岩的重要分类标志, Y/Nb<1.2 属于 A1型花岗岩, 来源于地幔物质, 且形成于非造山背景; Y/Nb>1.2 属于 A2 型花岗岩, 以地壳成分作为主要贡献, 产出环境多样化, 以后造山环境为代表。白云鄂博‒达茂旗一带的流纹岩 Y/Nb 比值介于 1.9～3.3之间, 为 A2 型, 表明其主要来源于地壳物质的熔融。但是, 一些实验结果也表明, 仅靠地壳物质的部分熔融并不能产生具有典型 A 型花岗岩特征的酸性岩[54‒55], 因此幔源岩浆的底侵作用导致古老地壳熔融可以很好地解释白云鄂博‒达茂旗地区 A 型流纹岩的成因。

4.3 构造背景

关于古亚洲洋的闭合时间以及华北克拉通北缘在二叠纪时期的构造属性, 一直存在争议。一些学者认为内蒙古中部达茂旗‒满都拉一带的早二叠世火山岩和侵入岩具有大洋岛弧岩浆岩的特点[14-15], Zhang 等[4-7,11-12]对分布在华北克拉通北缘的石炭‒二叠纪岩浆岩做了详细的研究, 认为其呈现活动陆弧环境特征。在满都拉地区哲斯组地层中发现的放射虫化石也表明中二叠世时期满都拉地区仍处于深水盆地[56]。这些证据都表明古亚洲洋的闭合时间至少应晚于中二叠世。然而, 代表深海相沉积的中二叠统哲斯组地层几乎全部分布在索伦‒西拉木伦缝合带及其以北。此外, 也有众多学者认为华北克拉通北缘中‒晚二叠世的岩浆岩并不具备弧环境特征, 此时古亚洲洋已经停止南向俯冲, 华北克拉通北缘在中二叠世已进入后碰撞时期[16-27]。本文获得的结果可以对中二叠世时期华北克拉通北缘的构造属性研究提供新的依据, 在 Nb-Y (图 10(c))和 Rb-(Y+Nb)(图 10(d))图解中, 白云鄂博‒达茂旗‒四子王旗一带的中二叠世流纹岩均落入后碰撞花岗岩区域, 北极各岩体更靠近同碰撞花岗岩区域。柳长峰等[31]将北极各岩体判定为同碰撞环境下的产物, 但本文认为高度结晶分异作用导致北极各岩体的微量元素含量偏低, 故落入同碰撞花岗岩区域, 这并不能反映岩体真实的构造环境。相反, 高分异花岗岩主要与后造山事件有关, 代表大型伸展构造背景[38], 与白云鄂博‒达茂旗 A2 型流纹岩的形成环境一致。并且, 在 R2-R1 图解(图 11)中, 北极各岩体与白云鄂博‒达茂旗‒四子王旗一带的中二叠世流纹岩一样, 大多落入后造山区域。

综上所述, 我们认为四子王旗地区的流纹岩和流纹斑岩应属于高硅流纹岩, 北极各岩体则为高分异花岗岩, 二者为同一期次岩浆活动的产物; 白云鄂博‒达茂旗一带的中二叠世流纹岩为 A 型流纹岩, 以苏吉组流纹岩为最典型。四子王旗地区的高硅流纹岩、高分异的北极各岩体以及白云鄂博‒达茂旗一带的 A 型流纹岩均可能来源于华北克拉通古老地壳的熔融岩浆, 受到深部幔源岩浆的影响, 形成于后造山过程, 表明华北克拉通北缘在中二叠世已进入后碰撞伸展阶段, 古亚洲洋在中二叠世之前已停止南向俯冲。

5 结论

1) 内蒙古四子王旗地区东北部原划为中‒下侏罗统的流纹岩和流纹斑岩的 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb年龄分别为 262±2 和 261±2 Ma, 表明其形成时代为中二叠世晚期, 与四子王旗北部北极各岩体形成时代相当, 属同一期次的岩浆活动。

2) 四子王旗火山岩属高钾钙碱性系列和钾玄岩系列, 具有高硅、高碱、富铝以及贫钙、贫镁等特征, 稀土元素总量较高, 稀土元素配分曲线明显右倾, 具有明显的 Eu 负异常, 富集大离子亲石元素Rb, Th 和轻稀土元素, 亏损 Nb, Ta, Sr 和 Ba 等元素。火山岩具有显著的负 εHf(t)值, 表明其可能来源于古老地壳熔融岩浆的结晶分异, 与来自地幔的镁铁质岩浆的深部加热有关。

3) 四子王旗火山岩具有高分异花岗岩的地球化学特征, 形成于后造山过程, 表明四子王旗地区中二叠世时期已进入后碰撞伸展阶段, 由此推断古亚洲洋在中二叠世之前已停止南向俯冲。

致谢研究工作得到北京大学地球与空间科学学院张贵宾副教授、古丽冰高级工程师、马芳高级工程师和杨斌工程师的帮助, 谨致谢忱。

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Geochronological and Geochemical Characteristics of the Middle Permian Rhyolite and Its Geological Implications in Siziwang Banner, Inner Mongolia

WANG Qi1, TANG Jianzhou1, CHENG Jian2, DUAN Tiejun2, DING Cong1, ZHANG Huaihui1, MENG Yunxi1, ZHANG Zhicheng1,†

1. Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution, SESS, Peking University, Beijing 100871; 2. Wuxi Branch of SINOPEC Petroleum Exploration and Production Research Institute, Wuxi 214126; † Corresponding author, E-mail: zczhang@pku.edu.cn

Abstract A set of rhyolite strata, classified as middle-lower Jurassic series in geological mapping, are exposed in Siziwang Banner that across the border between North China Craton and Inner Mongolia-Daxinganling Orogenic Belt. Petrology, geochemistry, zircon U-Pb geochronology and Hf isotope analysis were performed to investigate the petrogenesis and geodynamic significance of the rhyolite strata. The weighted mean 206Pb/238U ages from the rhyolite and rhyolite porphyry by LA-ICP-MS zircon U-Pb dating are 262±2 Ma to 261±2 Ma, suggesting to the late Middle Permian. The volcanic rocks in Siziwang Banner belong to the high-K calc-alkaline series and shoshonite series, which are characterized by high silicon, alkali, and aluminum, depleted calcium and magnesium. The total amount of rare earth element values is high, and the chondrite normalized REE patterns are enriched in LREE relative to HREE, with moderate to strong negative Eu anomalies, enrichment of large ion lithophile elements Rb, Th and LREE, and depletion of Nb, Ta, Sr and Ba. The volcanic rocks have obviously negative Hf values (−25.97～−11.94), indicating that they may be derived from the partial melting of the ancient crust. The volcanic rocks have high-silica rhyolite characteristics, suggesting that they have undergone significant fractional crystallization and are related to the heating of deep mantle derived magma. The geochemical features and various tectonic discrimination diagrams of the volcanic rocks suggest that the volcanic rocks in Siziwang Banner area were formed in a post-collisional extensional setting.

Key words Siziwang Banner area; volcanic rocks; Middle Permian; petrogenesis; post-collisional extensional setting