何泽宇, 申俊峰，张善明，刘 俊，杜佰松

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；2.内蒙古第八地质矿产勘查开发院，内蒙古 乌海 016000；3.中国地质大学(武汉)资源学院，湖北 武汉 430074)

0 引 言

华北克拉通是中国大陆最古老的构造单元，其形成和演化历史的研究对于理解大陆形成及早期生长具有重要意义，因此长期备受地学界关注[1-5]。已有的研究成果[5-6]显示，华北地区在30亿年前出现古陆核，并经历29～27 亿年的快速生长形成了7个微陆块[7]，约在25亿年完成彼此拼合形成稳定的克拉通地块[8-9]，其后在23亿年至19亿年发生了造山作用，约1.8亿年前发生隆起与裂谷作用。

阿拉善地块是华北克拉通7个微陆块之最西边的微陆块，它与鄂尔多斯地块之间拼合形成了陆内造山带[10]，即贺兰造山带。该造山带中南段出露的大量孔兹岩系和S型花岗岩[11-14]记录了造山带演化过程，但是北段的造山演化过程研究相对薄弱，影响了对阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间造山过程的理解。近年来，在内蒙古乌海桌子山地区陆续发现有少量花岗岩体出露，为进一步研究该造山带的演化提供了条件。本文基于桌子山花岗岩体的锆石U-Pb年代学和地球化学研究，结合区域地质背景，对桌子山地区地质演化历史进行综合分析，试图揭示该区构造岩浆热事件性质，为深刻理解阿拉善地块和鄂尔多斯地块之间的造山作用过程提供新的依据。

1 区域地质概况

研究区位于华北克拉通之鄂尔多斯盆地西缘与阿拉善地块东缘交汇处，北临河套地堑，南部与银川盆地相接(图1)。该区具有复杂的地质构造背景格架，其中主要包括南北向展布的桌子山构造带，岗德尔山背斜、卡布其向斜和千里庙背斜构成一大型复式背斜构造。本区出露的地层有新太古界乌拉山岩群、中元古界长城系西勒图组、下古生界寒武系及奥陶系、上古生界石炭系及二叠系、中生界和新生界地层。其中，乌拉山岩群主要由角闪斜长片麻岩、黑云角闪片岩、黑云斜长片麻岩等高级变质岩组成，与上覆长城系西勒图组地层呈角度不整合接触；长城系西勒图组主要由白色、紫红色细至粗粒石英岩、石英夹紫红色页岩及底砾岩组成，波痕发育，其与寒武系呈平行不整合接触。由于研究区及贺兰山区同整个华北区一样，处于长期整体抬升剥蚀阶段，故而缺乏上奥陶统至下石炭统地层，导致该区中奥陶统与上石炭统呈平行不整合或微不整合接触。其中，前者为一套海相砂泥质及碳酸盐建造，后者为一套滨海沼泽相煤系地层。根据乌海市区域地质调查成果，研究区内岩浆作用不发育，未见有火山岩出露。除在乌拉山岩群中穿插发育一些脉岩外，在桌子山一带可见一处岩株状花岗岩，即本文研究的桌子山花岗岩。

图1 内蒙古乌海桌子山一带地质图(据文献[15]修改)

2 岩体特征及样品采集

桌子山花岗岩出露于伊和布拉格向斜北翼，呈一岩柱状侵入于新太古界乌拉山岩群内，且为渐变接触关系。岩体南侧可见长城系西勒图组石英砂岩，两者界线清楚(图2(a))。岩体出露面积约2.7 km2，走向东西。该岩体主要包括两种花岗岩，分别为正长花岗岩和二长花岗岩。其中，正长花岗岩呈肉红色，块状构造(图2(b))；二长花岗岩呈灰白色，块状构造(图2(c))。

图2 桌子山花岗岩野外地质特征

在桌子山花岗岩岩体中共采集了三件代表性样品(Zr01、Zr02和Zr03)。其中，Zr01为正长花岗岩，Zr02、Zr03为二长花岗岩。

样品Zr01为肉红色，花岗结构，块状构造。主要矿物成分为正长石(40%～50%)、石英(25%～35%)、斜长石(10%～20%)和黑云母(<5%)(图3(a))。正长石为长板状或粒状结构，自形程度较差，微斜长石发育有格子双晶，粒径多为0.2～0.5 mm；斜长石为半自形粒状结构，多见一组解理，聚片双晶发育，最高干涉色为Ⅰ级灰白，粒径多为0.15～0.30 mm，黑云母为无色-浅褐色，半自形-它形结构，条带状构造，部分蚀变为绢云母化(图3(c)和(d))。

样品Zr02和Zr03为灰白色，花岗结构，块状构造(图3(b))。其主要成分为斜长石(30%～40%)、微斜长石(30%～40%)、石英(15%～25%)和黑云母(<5%)。斜长石为半自形粒状结构，多见一组解理，粒径多为0.2～0.4 mm；微斜长石为长板状或粒状，自形程度较差，解理多见一组，格子双晶发育，粒径多为0.15～0.30 mm；石英为半自形-它形粒状，正交镜下可见波状消光，最高干涉色为Ⅰ级黄白，粒径多为0.2～0.5 mm，个别达2 mm；黑云母呈无色-浅褐色，半自形-它形结构，主要呈条带状，可见一组明显的解理纹，最高干涉色可达到Ⅲ级，近平行消光。

图3 桌子山花岗岩显微照片

3 分析方法

本次对样品Zr01和Zr02进行了锆石U-Pb年龄测定，并对样品Zr01、Zr02和 Zr03进行详细的主量、微量及稀土元素地球化学组成分析。

锆石U-Pb同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。所用激光剥蚀系统为Galas 2005，等离子体质谱仪为Agilent7500a。选用激光能量70 mJ，频率8 Hz，激光束斑直径32 μm。以标准锆石91500作为外标，每8个样品测试点插入2个91500标准锆石测试点；29Si作为内标，获得数据采用204Pb对普通铅进行校正。数据处理采用 ICPMSDataCal 8.3程序[16]，谐和图绘制采用Isoplot 3.0程序完成[17]。

岩石主量、微量及稀土元素在河北省区域地质矿产调查研究所实验室测得，主量元素分析所用仪器为Axios X射线荧光光谱仪。样品粉碎至200目，后采用玻璃体熔融法对样品进行制备，采用校准曲线法进行岩石主量元素定量分析。微量及稀土元素采用ThermoFisherX Serise2电感耦合等离子体质谱联用仪(ICP-MS)测得，分析精度优于10%，具体分析方法见文献[18-19]。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

本次锆石U-Pb年代学研究仅对Zr01和Zr02样品进行了同位素测年。其花岗岩锆石晶形完好，内部结构清晰，外形以短柱状居多，长宽比约2:1，长轴一般达100 μm。双目镜下无色透明，阴极发光图像显示，大多数锆石发育典型的振荡生长环带(图4(a)和(b))，且Th/U比值(0.25～0.93)较高，为典型的岩浆成因锆石[20]。结合部分锆石边部具有明显的变质增生边，部分锆石的自形程度不高，认为其边部受到了区域变质作用的影响，但整体仍应属于岩浆型锆石。

图4 桌子山花岗岩锆石阴极发光照片以及部分锆石年龄

选择样品Zr01中晶形较好、无裂痕、具有清晰环带的锆石中的19个点进行了年龄测定，测定位置选取锆石边部，获得放射成因Pb含量范围为648×10-6～4 455×10-6，Th和U含量范围分别为168×10-6～5 437×10-6和827×10-6～8 895×10-6，Th/U值为0.61～1.15(表1)。由于 U含量很高导致强烈铅丢失，所获得的年龄数据偏差较大，拟合而成的不一致线与谐和线上交点年龄为(1 866±120)Ma(MSWD=47)(图5(a))。结合区域上测得孔兹岩重熔型过铝质花岗岩形成年龄为(1 893±14)～(1 923±28)Ma[21-22]，笔者认为该上交点年龄可以代表桌子山正长花岗岩的侵位年龄。

表1 桌子山花岗岩Zr01号样LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年数据

对Zr02号样品中的20个点进行了年龄测定，测定位置选取晶形较好无裂痕，具有清晰环带的锆石边部，获得放射成因Pb含量为46×10-6～2 905×10-6，Th和U含量变化范围分别为17×10-6～359×10-6和42×10-6～4 461×10-6，Th/U值为0.05～0.54(表2)，其中8号、9号和15号点的Th/U<0.1，具有变质锆石Th/U值特征，其余17个点的Th/U值均大于0.1。在所获年龄数据中，3号、6号和10号点位于谐和曲线上，其余点均位于谐和曲线附近，呈线性排列(图5(b))，表明为现代铅的丢失。所获年龄数据拟合而成的不一致线与谐和线的上交点年龄为(2 039±79)Ma(MSWD=123)，代表桌子山二长花岗岩的侵位年龄。

表2 桌子山花岗岩Zr02号样LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年数据

图5 桌子山花岗岩锆石U-Pb年龄谐和图

综合以上分析认为，正长花岗岩的形成年龄为(1 866±120)Ma，二长花岗岩体的形成年龄为(2 039±79)Ma，两期花岗岩的形成年龄虽略有差异，但时间均属于古元古代。

4.2 岩石地球化学特征

4.2.1 主量元素

通过地球化学测试结果(表3)可以看出，正长花岗岩与二长花岗岩元素含量差别较大。其中，正长花岗岩(Zr01)的SiO2含量为74.54%，TiO2含量为0.12%，K2O含量为5.85%，CaO含量为1.12%，MgO含量为0.23%，Fe2O3T为0.88%，K2O/Na2O 为2.20%，全碱含量较高(K2O+Na2O为8.51%)，里特曼指数(σ)为2.30(小于3.3)，属于钙碱性岩系列。二长花岗岩(Zr02、Zr03)的SiO2含量为74.06%～75.47%，TiO2含量为0.02%～0.06%，K2O含量为3.81%～6.04%，CaO含量为0.62～1.24%，MgO含量为0.09%～0.23%，Fe2O3T为0.14%～0.60%，K2O/Na2O 为1.03%～1.71%，全碱含量较高(K2O+Na2O=7.51%～9.58%)，里特曼指数(σ)为1.74～2.95，属于钙碱性岩系列。

表3 桌子山花岗岩主量元素(%)、稀土元素(10-6)和微量元素(10-6)分析结果

正长花岗岩与二长花岗岩均表现为富Si、K，贫Ti、Mg、Ca的特点。相对于二长花岗岩而言，正长花岗岩更加富集Ti、Fe元素。在TAS 图解中，所有样品均落在花岗岩区域(图6(a))。两者具有富硅、富铝、富钾，而相对贫钛、贫钠、贫钙的特征，Al2O3含量介于13.96%～14.55%之间，A/CNK 值在 1.19～1.32之间变化，均属于过铝质花岗岩(图6(b))。

图6 桌子山花岗岩岩石类型图解

4.2.2 稀土及微量元素特征

该岩体中正长花岗岩的稀土总量较高(ΣREE为241.05×10-6)，二长花岗岩的稀土总量与正长花岗岩相差较大(ΣREE=17.36×10-6～11.70×10-6)。两者在REE 球粒陨石标准化图解上均呈现出明显的右倾式配分曲线(图7(a))，轻稀土(LREE)明显富集，重稀土(HREE)相对亏损，但二长花岗岩的轻重稀土分异度((La/Yb)N=2.81～5.38)与正长花岗岩((La/Yb)N=34.86))相差较大；同时正长花岗岩表现出明显的负Eu异常(Eu/Eu*=0.36，Eu*=2(Eu/Sm)N+GdN)，而二长花岗岩表现出明显的正Eu异常(Eu/Eu*=3.39～4.89)，表明正长花岗岩经历了更高程度的分离结晶，且源区斜长石残留或在岩浆演化中经历了较为明显的斜长石结晶分异[25]，而二长花岗岩的正Eu异常表明斜长石在分离结晶作用过程中没有晶出大量的斜长石而残留在熔体中。稀土元素分异特征表现为正长花岗岩：(La/Sm)N=5.24，(Gd/Yb)N=4.64；二长花岗岩：(La/Sm)N=4.14～4.84；(Gd/Yb)N=0.46～0.83。可见二长花岗岩的轻稀土分异度与正长花岗岩近似，重稀土分异度与正长花岗岩相比较低，且具有相反的趋势。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图7(b))上，正长花岗岩表现出富集Th、U、Pb及大离子亲石元素(Rb、K等)，相对亏损Ba、Nb、Ti等的特征；而二长花岗岩除了表现为富集大离子亲石元素(如Rb、Ba、K)特点外，还相对亏损Th、Nb、Ta、Ti等高场强元素，表现出明显的壳源特点。

图7 桌子山花岗岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)及微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)

5 讨 论

5.1 岩石成因与构造背景

根据花岗岩源区性质可将花岗岩可分为A型、S型、M型和I型[26]，其中S型花岗岩是一类以富铝相矿物、铝饱和指数≥1.1的造山型花岗岩。本次研究的桌子山花岗岩Al2O3含量≥13.96%，K2O平均含量为5.23%，具有富铝、富钾、富硅，而相对贫钛、贫钠、贫钙的特征，K2O+Na2O变化范围为7.51%～9.85%；K2O/Na2O≥1.03；CaO/Na2O比值较高，铝饱和指数A/CNK=1.40～1.58(大于1.1)，具有强过铝质花岗岩的特征，与孔兹岩带西段巴沙台花岗岩[4]及中段黄旗口花岗岩[27]具有相似的主量元素特征，应同为来自富铝物质的熔融，同属强过铝质S型花岗岩。一般认为，表现强过铝质特征的S型花岗岩主要来自变沉积岩物质的熔融，并且可以通过Rb/Sr和Rb/Ba比值来判别S型花岗岩来自泥质岩或杂砂岩[28]。同时，在过铝质花岗岩中CaO/Na2O主要依赖于斜长石/黏土比值，当CaO/Na2O<0.3时为泥质岩石的局部熔融，反之为杂砂岩的局部熔融[29-30]。桌子山过铝质花岗岩CaO/Na2O<0.3或近似0.3；在Rb/Sr-Rb/Ba比值协变图解(图8(b))中，各点均落入富黏土源区内，表明桌子山花岗岩为泥质岩石部分熔融的结果。

图8 桌子山花岗岩成因及构造环境判别图((a)底图据文献[35]；(b)底图及数据据文献[26]；(c)底图据文献[36];

正长花岗岩(样品Zr01)与二长花岗岩(样品Zr02)均表现出富集大离子亲石元素、相对亏损高场强元素、且极度贫高场强元素Ti的特征，显示其以陆壳物质为岩浆源岩的特征。但正长花岗岩比二长花岗岩在稀土、微量元素总量上要高很多，且Eu、Th、Ce、Nd、Zr、Sm及HREE在微量元素蛛网图上表现出不同走势，指示两者之间分异程度或成因上存在较大差异。其中正长花岗岩的Sr含量为102×10-6，Ba为59.09×10-6；二长花岗岩的Sr含量为84.9×10-6～95.8×10-6，Ba为26.61×10-6～53.8×10-6，两者均明显低于花岗岩的平均值(Sr为300×10-6，Ba为830×10-6)；Ba和Sr的亏损反映岩浆经历了较为完全的分离结晶作用。同时根据在花岗岩成因判别图解上显示出的分异特征(图8(a))，结合其他岩石地球化学特征，认为在分异程度上正长花岗岩比二长花岗岩要高。

岛弧与大陆块体受到大洋岩石圈俯冲作用的影响而发生碰撞，整个碰撞过程可以分为碰撞前、同碰撞和碰撞后3个阶段,且在碰撞缝合线附近花岗质岩浆作用活跃[31-32]。其中这3个阶段分别在活动大陆边缘一侧的岛弧环境、陆-陆碰撞带及陆-陆碰撞带和原被动大陆边缘一侧的板块内对应形成钙碱性侵入体、过铝质侵入体及钙碱性和碱性侵入体[32]。通过R1-R2构造判别图(图8(c))可以看出，所有样品均落在同碰撞期范围内，可以判定该花岗岩体为同碰撞阶段的产物，反映了该区花岗岩形成于陆块碰撞造山的地球动力学背景，这与贺兰山S型花岗岩的形成构造环境相吻合。同时有研究表明，贺兰山地区受古元古代陆-陆碰撞作用影响而伴有的大面积岩浆活动主要包括2.05 Ga、1.95 Ga和1.85 Ga三个阶段[33-34]，这与本次获得的桌子山花岗岩同位素年龄相对应，表明桌子山花岗岩与贺兰山花岗岩形成于相同构造环境下的同一岩浆活动。

5.2 关于区域地质背景的启示意义

随着对西部陆块深入研究，很多学者对华北克拉通西部阿拉善地块的归属和与华北克拉通拼合时限提出了不同的认识。这些认识主要包括：(1)阿拉善地块自新太古代(约2.5 Ga)就已属于华北克拉通的组成部分[37-41]；(2)在古元古代(约1.95 Ga)阿拉善地块作为阴山地块或孔兹岩带的西延成为了西部陆块的组成部分[42-46]；(3)自显生宙以来阿拉善地块才与华北克拉通完成碰撞拼合[16,47-51]。对于地处阿拉善陆块和鄂尔多斯盆地之间的桌子山地区来说，分析该地区的地质演化历史可以为阿拉善地块的归属提供有力的证据。

根据野外地质观测发现，研究区内以灰白色、肉红色、粉红色厚层-薄层状石英砂岩为主的长城系西勒图组与以榴石黑云斜长片麻岩、硅线榴石黑云斜长片麻岩为主的乌拉山群之间为角度不整合界面(图9(a)和(b))。其中，乌拉山群倾向南西，倾角在40°～85°之间；西勒图组呈近南北向带状展布，倾角在10°～70°之间。同时，在西勒图组上部的灰白色石英砂岩中可见波痕构造(图9(c))，中部可见交错层理(图9(d))，反映出一套在较稳定沉积环境下形成的滨海-浅海碎屑岩相建造。结合本次研究获得的花岗岩锆石年龄数据，可以推测出该区域自古元古代至中元古代长城纪之前发生了强烈的构造运动。

图9 元古代地层沉积特征及其接触关系

通过对古生代的地层分析发现，研究区内寒武系、奥陶系、石炭系和二叠系为整合、平行不整合或微不整合接触关系。其中呈近南北向带状展布、倾角在11°～27°之间的寒武系与长城系西勒图组呈平行不整合接触(图9(b))；寒武系与奥陶系在研究区为微不整合接触，在贺兰山中段呈整合接触[52]；奥陶系与下石炭统为微不整合接触关系(图10(a)和(c))；上石炭统与岩性主要为灰白色细至粗粒砂岩(图10(d))的下二叠统为整合接触关系。以上地层接触关系表明，阿拉善地块和鄂尔多斯地块交界的桌子山地区自中元古代长城纪之后一直处于一个稳定的沉积环境。

图10 奥陶系至二叠系接触关系

在宁夏卫宁北山地区(阿拉善地块)和鄂尔多斯盆地的矿产调查中，均发现存在与研究区内相同的“山西式”铁矿(图10(b))，且均在石炭系—二叠系砂岩内产出“山西式”铁矿并夹高岭土层，说明这三个地区在石炭纪已然拥有了相同的成矿环境。结合上述的地层接触关系及前人的研究[42-51]可以进一步推测，阿拉善地块可能在长城纪之前就已完成了与华北克拉通的拼接。

6 结 论

(1)采用LA-ICP-MS锆石U-Pb法获得桌子山正长花岗岩和二长花岗岩的侵位年龄分别为(2 039±79)Ma和(1 866±120)Ma，与区域主要岩浆构造热事件时间一致，指示桌子山地区在古元古代末期存在两期岩浆事件。这一认识为阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间发生于古元古代造山岩浆事件提供了新的证据。

(2)岩石地球化学特征表明，正长花岗岩与二长花岗岩为同一岩浆作用时期不同阶段泥质岩石部分熔融的结果，属于典型的过铝质S型花岗岩,可能来自孔兹岩系的部分熔融，代表了同碰撞阶段的产物。

(3)桌子山地区中元古代之后的地层主要为平行不整合和整合关系，少部分呈不整合接触关系，佐证了阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间造山作用主要发生在古元古代，与桌子山正长花岗岩和二长花岗岩的侵位年龄一致，指示阿拉善地块与鄂尔多斯地块之间在古元古代末期完成了最后一次拼合造山事件。

致谢：感谢内蒙古第八地质矿产勘查开发院项目负责人王玉奇及项目组各位组员的帮助和指导；感谢杜瑾雪副教授为论文提出的宝贵意见与建议。