下二叠统大石寨组火山岩研究

锶-钕-铅同位素对萤石成矿物质来源的约束~

锶-钕-铅同位素地球化学被广泛的应用在矿床学研究中，主要是：(1)示踪矿床的成矿物质来源（Kesler et al.，1988；Schneider et al.，2002；许东青等，2008c）；(2)示踪成矿流体的同位素演化（Ruiz et al.，1988）；(3)约束热液流体的活动和流体的混合（Andrew et al.，1984；Ruiz et al.，1988； Schneider et al.，2002）。苏-查矿床和敖包吐萤石矿床主要产出于早白垩世花岗岩的外接触带上，而 贵勒斯泰萤石矿化点和细粒花岗岩脉中的萤石矿化则都产出在花岗岩中。不同矿床萤石的锶-钕-铅同 位素地球化学特征无疑记录了萤石成矿作用过程中成矿流体的演化和成矿物质来源的主要信息。前人 的许多工作证明了萤石的成矿流体和物质来源具有混源的特点（Deans et al.，1965；Ruiz et al.，1985，1988；Barbieri et al.，1987；Cannals et al.，1993；Galindo et al.，1994，1997；Simonetti et al.，1995；Menuge et al.，1997）。在苏-查萤石矿床中，萤石的锶同位素组成在早白垩世卫境花岗岩的锶 同位素组成之间变化，而远大于下二叠统大石寨组火山岩，因此，萤石的锶同位素组成不可能是由大 石寨组的火山岩提供，主要是来自早白垩世的花岗岩。而萤石的钕同位素初始比值（143Nd/144Nd）i大 于大石寨组火山岩和大理岩的（143Nd/144Nd）i，而小于早白垩世的花岗岩的（143Nd/144Nd）i，因此，萤石的钕同位素组成不可能是完全来自大石寨组，而主要是来自早白垩世花岗岩。区域上岩浆岩的钕 同位素演化随着时间的推移，从早二叠世大石寨组到早白垩世花岗岩表现出εNd（t）不断增大的趋 势，反映随着岩浆演化从老到新，幔源物质更多的加入到成岩成矿的过程中。地球化学研究表明，富 碱的岩浆演化过程中可以分异出富氟的成矿流体（Simonetti et al.，1995），钕同位素可以用来示踪岩 石中氟的来源（Ronchi et al.，1995），而成矿作用过程中钙和锶的来源则可能主要来自大石寨组火山 岩和大理岩透镜体。这种成矿流体中氟和钙来源不一致并不鲜见。Eills（1979）的实验结果也表明，富氟的流体并不一定也是富钙的。因此，萤石成矿流体的形成一般都存在富氟的流体与富钙围岩的混 合过程。白垩纪早期由于酸性、富碱的岩浆活动形成富含氟的成矿流体，沿着大石寨组火山-沉积岩 的构造薄弱面（不同岩性段之间的层间破碎带）上升，并与大石寨组的流纹岩、流纹质凝灰岩和大 理岩透镜体发生水岩反应，使成矿流体中的CaF2产过饱和而大规模的沉淀析出，从而形成了萤石 矿床。在这个过程中成矿流体从不同的地质单元分别混合和继承了不同的同位素印记，从而在萤石的 同位素组成表现出混源的特点。萤石矿脉周围广泛发育的高岭土化就是这一重大地质事件的记录，其 蚀变矿物绢云母和伊利石的钾-氩年龄与花岗岩的SHRIMP铀-铅年龄所表示的岩浆结晶年龄高度耦 合，暗示了早白垩世的酸性、富碱的岩浆活动为萤石成矿提供了主要的成矿流体和成矿物质来源。
所有萤石单矿物的二阶段模式年龄T2DM分布在1153 ～1599 Ma之间，只有1件样品的二阶段模 式年龄为2068 Ma，大多数样品分布在1153～1350 Ma之间，暗示了萤石的成矿物质来源与南蒙古微 陆块有成因关联（Yarmolyuk et al.，2005）。
苏-查地区位于中亚晚古生代造山带上，它先后经历了活动大陆边缘长达200 Ma的弧岩浆作用（Chen et al.，2008）和二叠世酸性火山岩的喷发活动，而后在晚二叠世一早三叠世（大约234 Ma）（Chen et al.，2000，2008；Xiao et al.，2003）古亚洲洋发生了消减闭合，华北板块和西伯利亚板块 拼贴对接成统一大陆。
自晚中生代以来，该区又经历了构造体制的转换，晚侏罗世到早白垩世早期区内转入伸展构造阶 段，地壳由南向北逐渐伸展，出现了一系列拉伸断陷盆地和碱性花岗岩。结合地球物理的研究，认为 该区发生了下地壳的拆沉，导致了岩石圈的减薄（地壳厚度（29～37km），吴福元等，1999；翟明 国等，2002；许绚等，2004）。在四子王旗北部所发现的钾玄岩（112°10′E，42°00′N）（108～128 Ma，许恂等，2004）验证了这一构造体制转换的存在（许恂等，2004；张双涛等，2005；李毅等，2007）。在苏莫查干地区出露的早白垩世敖包吐花岗岩，其SHRIMP锆石铀-铅年龄指示的岩浆侵位时 代和苏-查矿床萤石矿脉中的蚀变矿物绢云母和伊利石的钾-氩年龄，以及含萤石矿化的细粒花岗岩脉 的侵位年龄高度吻合，指示了燕山期酸性岩浆活动与萤石成矿作用具有紧密的时-空关系。花岗岩在 岩石化学上表现为高硅、富碱的特点，钕同位素表现为高εNd（t），铅同位素的分布也位于造山带铅 演化线附近，表现为壳幔混源的特点。因此，早白垩世花岗岩的形成过程可能正是在软流圈物质上 升、岩石圈减薄背景下形成的。这个过程中，上升的软流圈物质对上覆的地壳物质发生底侵作用，部 分前寒武纪地块或下二叠统大石寨组火山-沉积岩发生深熔，经过一定程度的结晶分异作用后上升、 侵位形成大面积分布的花岗岩；同时富碱的花岗质岩浆在其岩浆活动过程中分异出高含氟的含矿流 体，与上升的地幔流体混合，不仅在花岗岩体中，同时也可能沿重新活化的区域大断裂和层间破碎带 上升，与早二叠世火山岩和碳酸盐类岩石发生水岩反应，导致成矿流体中的CaF2过饱和而沉淀析出，从而形成超大型苏-查矿床和敖包吐矿床，以及星罗棋布的萤石矿化点，而流体的幔源属性和各个地 层单元的同位素特点也由此随着水岩反应作用表现在萤石矿石上。

一、内蒙古四子王旗萤石矿矿集区
本区以沉积改造型萤石矿床为主，已发现苏莫查干敖包和敖包吐两个大型沉积改造型萤石矿床，在其外围有两个中小型热液充填脉型萤石矿床（图11-2）。

图11-2 内蒙古四子王旗萤石矿矿集区地质矿产示意图

1—燕山期侵入岩；2—印支期侵入岩；3—第四系；4—新近系；5—古近系；6—白垩系；7—侏罗系；8—二叠系；9—石炭系；10—奥陶系；11—元古界；12—沉积改造型萤石矿床；13—热液充填型萤石矿床；14—大断裂；15—推测断裂；16—矿集区
（一）成矿地质背景
矿集区位于西伯利亚板块与华北板块缝合线的边缘。区内出露的地层主要有新元古界艾力庙群变质沉积岩、下二叠统大石寨组火山沉积岩、上侏罗统查干诺尔组火山岩、上白垩统沉积岩和第四系沉积物（聂风军等，2008；王万昌等，1986；李士勤，1985）。
新元古界艾力格庙群变质岩为一套大理岩、砂岩、千枚岩和石英岩。下二叠统大石寨组火山沉积岩在本区分布面积大，厚度约6000m，岩石类型有流纹岩、凝灰岩、凝灰熔岩、角砾岩、炭泥质板岩、千枚岩、大理岩和砂岩，炭泥质板岩（含灰岩透镜体）和流纹岩，分别构成萤石矿体的顶、底板。上侏罗统查干诺尔组火山岩在本区零星出露，岩石类型有晶屑凝灰岩、熔结火山角砾岩和凝灰质含砾砂岩，岩层厚度1500m。上白垩统沉积岩主要岩石类型为含砾砂岩、砂砾岩、泥岩和含砾泥岩，厚约150m。
二叠纪是本区一个重要的火山活动时期，强烈的火山喷发活动和海水沉积作用形成一套北东向延伸呈条带状分布的火山沉积岩，其中产出有一系列大型和中型萤石矿床及矿（化）点（李士勤，1985）。
（二）矿床地质特征
以苏莫查干敖包萤石矿为代表的沉积改造型萤石矿床，产于下二叠统大石寨组三岩段流纹岩段所夹的灰岩层中，已发现3个含矿层位，以下部含矿层位为主，顶板为炭质板岩，近火山地区矿层底板为片理化流纹斑岩，远火山地区为凝灰岩。
下部矿体严格受灰岩层位控制，呈层状和似层状产出，矿体长40～350m，厚0.5～22m，平均5.6m。矿体形态和产状、矿石结构构造等基本具沉积本色，围岩蚀变不明显。矿体后期改造因地而异，可分为弱改造型和强改造型矿体。无论宏观还是微观，均保留了较多的沉积本色和改造特征（李士勤，1985）。
苏莫查干敖包萤石矿厚大矿体一般分布于短轴背斜的轴部或其两翼等部位。矿石类型主要有石英-萤石型、石英-硫化物-萤石型、方解石-石英-萤石型和萤石-石英型，以石英-萤石型矿石为主。矿石自然类型以糖粒状（块状）、条带-条纹状及角砾状萤石矿为主，局部见伟晶状萤石矿。
二、浙中萤石矿矿集区
（一）成矿地质背景
矿集区大部位于规模巨大的绍兴-江山基底断裂和宁波-丽水大断裂带之间的北东向四明山-武夷山隆起区的东北部，大中型萤石矿床主要分布在该隆起区内（图11-3）。
本区断裂构造发育，绍兴-江山基底断裂和宁波-丽水大断裂呈北东向穿过本区，萤石矿床集中分布于两大断裂之间。区内次一级断裂呈北东向、北西向、东西向和南北向，以前两者为主，这些次一级断裂形成于中生代，属于燕山运动的产物。萤石矿体均受断裂构造控制。
燕山运动导致本区一系列北东向和北西向隆起、拗陷出现，并伴随大规模的火山喷发与岩浆侵入，形成了一套上侏罗统火山岩系。随着燕山运动的发展与演化，又形成下白垩统火山沉积岩系。矿床明显受该区白垩纪上叠式火山-沉积盆地控制，矿床赋存于火山-沉积盆地及其盆缘的断裂、裂隙带中。
区内萤石矿床（点）都分布在氟丰度值较高的区域内，主要出现在含氟量相对更高的岩层或岩石区段内。据统计，浙东南地区变质岩类平均含氟0.091%，火山岩类平均含氟0.06%，沉积岩类平均含氟0.053%，该区萤石矿床（点）绝大部分分布在变质岩和火山岩内。
（二）矿床地质特征
浙中地区萤石矿产于浙中隆起中次一级的块断隆起、断陷盆地及断陷盆地边缘。矿体呈脉状，充填于断裂或裂隙中。赋矿围岩为变质岩、燕山期火山岩及少量侵入岩和奥陶系、白垩系沉积岩，围岩蚀变明显。萤石矿床受断裂构造控制，控矿断裂为隆起边缘次级构造控盆断裂、岩体接触带断裂。矿石类型主要有萤石型、石英-萤石型，其次为萤石-石英型、方解石-萤石型。

图11-3 浙中萤石矿集区地质矿产示意图

（据王吉平，2010，有修改）
1—Ⅰ级构造单元界线；2—Ⅱ级构造单元界线；3—深大断裂；4—萤石矿床（1：武义县杨家萤石矿床；2：遂昌县湖山萤石矿床）；5—矿集区；6—大断裂（①绍兴-江山基底断裂；②宁波-丽水大断裂；③邵武-河源大断裂；④苏州-景德镇大断裂）
（三）成矿规律
1.空间分布规律
浙中地区萤石矿床均赋存于断裂和裂隙中。萤石矿床的分布、规模和矿体形态均受断裂控制。本区萤石矿体无例外的受北东、北西、东西和南北4个方向的断裂构造所控制，北东、北西、东西向断裂为主要控矿断裂（徐旃章等，1986；吴志俊，1991）。
本区主要控矿断裂北东、北西和东西向复合叠加型控矿断裂，成矿前属压性，破碎空间形态特征相似，一定程度上影响并控制了矿体赋存空间的形状、产状和空间展布。在成矿期，当其复合叠加于挤压构造破碎带上时，不但促使先成构造破碎空间进一步扩大、迁移和新的破碎空间的出现，而且由于成矿期构造力学性质和位错距离的差异，常导致赋矿空间形态特征和空间展布规律的变化（徐旃章等，1986）。成矿期有明显活动的北东、北西和东西向断裂，特别是复合叠加型断裂中，多赋存大中型萤石矿床。而在成矿期无明显活动的成矿前北东、北西向压性断裂构造，对成矿的控制作用居次要地位，多形成矿点、矿化点。成矿期产生的东西向、南北向扭性断裂，多充填矿脉，未见矿床。
围岩对成矿的控制作用不明显。从前震旦纪到白垩纪不同时代的地层和不同类型的岩石均有萤石矿产出。矿床围岩主要为上侏罗统，其次为下白垩统、前寒武系变质岩和下古生界。从分布的岩性上看，主要与火山碎屑岩系列有关。在变质岩、砂泥岩、灰岩中也有大型矿床产出。火山碎屑岩属于刚性岩石，性脆，受力后易形成较宽广的破碎空间，易形成大型矿床，但矿石品位相对偏低，而柔性岩石的围岩中，矿体变化较大，规模较小，但矿石品位一般较富（吴志俊，1991）。
2.时间分布规律
由萤石和方解石裂变径迹及矿物-蚀变围岩Rb-Sr，K-Ar等定年方法获得的本区萤石成矿年龄为70～90Ma，属晚白垩世，属燕山运动中晚期。

尽管自中元古代到新生代，研究区范围内均有火山活动，但是各个地质时期火山活动强度均有不 同，其中以晚古生代早二叠世火山活动最为强烈，早古生代和中生代次之，到新生代更新世只有微弱 的喷溢活动。多次的火山活动在区域形成了性质不同的火山岩地层。中元古界温都尔庙群为中基性的 熔岩，晚古生代早二叠世大石寨组主要以中、酸性熔岩、火山碎屑岩为主夹中酸性火山碎屑岩及熔 岩。中生代晚侏罗世查干诺尔组由酸性-中酸性熔岩和火山碎屑岩组成；新生代早更新世为一些零星 出露的玄武岩盖层。本次工作主要对与萤石成矿作用有关的早二叠世大石寨组中酸性熔岩和火山碎屑 岩进行了较为细致的岩石学、岩石地球化学的研究，追溯早二叠世的大地构造环境和演化，探讨与萤 石的成矿作用的关系。

一、下二叠统火山岩地层和主要岩石类型

早二叠世的火山活动在研究区内表现最为强烈，先后有三次大规模的火山喷发，形成了研究区分 布最广、厚度最大的大石寨组第一、第二、第四岩性段火山岩地层，其分布范围东起苏-查，西至阿 布日图敖包及中蒙边境一带。主要岩性组合为一套浅变质的酸性火山熔岩和火山碎屑岩夹中酸性火山 熔岩和火山碎屑岩，其总厚度为8267 m。在大石寨组火山岩中夹有两层碳酸盐岩和正常碎屑岩，即 大石寨组第第二岩性段底部碳酸盐岩和第三岩性段砂泥质板岩，碳酸盐岩中含腕足和海百合茎化石。火山岩与正常沉积岩之间均为整合接触或平行不整合接触，呈渐变过渡关系。早二叠世火山岩层位稳 定，呈北东向带状展布，属于海洋裂隙式喷发类型。

第一次火山喷发：早二叠世第一次火山喷发形成了大石寨组第一岩性段，分布于研究区西部额尔 登陶格图-哈那音嘎木音推绕木一带；岩石类型以片理化流纹质晶屑凝灰岩、熔结凝灰岩、变质流纹 岩为主夹英安质晶屑凝灰岩及安山玢岩薄层，厚度3166 m。

第二次火山喷发：早二叠世第二次火山喷发形成了大石寨组第二岩性段，展布于苏-查、哈布其 勒、温多尔努如和阿敦楚鲁一带，主要为一套酸性夹中酸性火山岩，厚度2296 m；岩性组合以流纹 质晶屑凝灰岩为主，其次为流纹岩、英安质晶屑凝灰岩及英安岩等。该套地层构成了苏-查矿床的直 接容矿围岩。

第三次火山喷发：早二叠世第三次火山喷发活动形成了大石寨组第四岩性段，连续分布于马蹄 尼、敖包吐、哈尔敖包、比勒滚和乌兰哈达等地。岩性组合下部以片理化变质流纹质凝灰岩为主夹片 理化变质流纹岩及晶屑凝灰岩；中上部为片理化变质流纹质晶屑凝灰岩、变质流纹岩夹千枚状英安质 晶屑凝灰岩及变质英安岩，厚度2805 m。主要岩石类型的岩石学特征如下：

变质流纹岩：灰白色，变余斑状结构，基质为显微鳞片花岗变晶结构，平行构造，斑晶以石英和 钾长石为主，斜长石次之，多被溶蚀成浑圆状或港湾状，部分长石碎粒化，含量5％，粒径0.5～ 1 mm。新生矿物有石英（80％）和绢云母（10％～15％）。

片理化变质流纹质凝灰熔岩：灰白色，变余晶屑结构，基质为显微花岗变晶结构，微平行构造或 流动构造。晶屑主要为粉砂级石英，具拉长现象，再生多齿状边发育，含量5％～10％。斑晶为钾长 石，呈板状晶体，粒径1～3 mm，含量2％～3％。基质由重结晶而成的显微粒状长英质矿物聚合体 及少量绢云母、绿泥石、金属矿物等组成，长英质矿物含量占85％。

片理化变质流纹质晶屑凝灰岩：灰色，变余斑状结构，基质为显微花岗变晶结构，流纹构造，微 平行构造。斑晶以钾长石为主，石英较少，钾长石常聚在一起成聚斑结构，斑晶含量5％～10％。基 质由新生显微状长英质（75％）、绢云母（3％～5％）、绿泥石（2％～3％）、褐铁矿（5％）等 组成。

二、火山岩的同位素年代学

（一）样品的岩石学特征、分选与分析过程

用来进行锆石SHRIMP铀-铅年龄测定的样品分别采自下二叠统大石寨组第二岩性段的含萤石未 蚀变流纹岩（萤石矿体底板）和第四岩性段的蚀变流纹岩（萤石矿体顶板）。两种流纹岩的岩相学特 征简述如下：未蚀变流纹岩全岩样品呈灰色-灰白色，似斑状结构，部分样品为碎斑或残斑结构，基 质为霏细、雏晶和球粒结构；条带状和块状构造发育，局部见有流动状和杏仁状构造。斑晶主要有斜 长石和石英以及少量钾长石。斜长石斑晶大多为钠长石和钠-更长石、半自形—自形板状，具有钠式 和卡钠联合双晶。斑晶大小变化范围通常为0.1 mm×0.3 mm～1.5 mm×2.5 mm，最大者为1.5 mm×3.8 mm；石英斑晶大多呈浑圆状和他形粒状，熔蚀边和港湾状结构发育，斑晶大小变化范围为 0.5 mm×0.9 mm～1.0 mm×2.0mm，最大者为2 mm×7 mm；钾长石斑晶大多为正长石或条纹长石，他形-半自形板状或粒状集合体，斑晶大小变化范围为0.3 mm×0.8 mm～1.2 mm×2.0 mm，最大者 为1.6 mm×3.2 mm。基质组分主要为长石和石英以及脱玻化形成的长英质矿物，其间散布有少量磁 铁矿、萤石和赤铁矿。微量矿物有磷灰石、钛铁矿和锆石，次生矿物有绢云母、绿泥石、高岭石、黑 云母、绿帘石和方解石等。与前述未蚀变流纹岩相比，蚀变流纹岩样品具有下述几个特点：(1)全岩主 要造岩矿物组分和结构构造与未蚀变流纹岩样品大体相似；(2)斜长石和钾长石大都被绢云母、石英和 粘土类矿物所取代；(3)镁铁质矿物大都被绿泥石、绿帘石、方解石和磁铁矿所取代；(4)与未蚀变流纹 岩相比，全岩样品中萤石含量明显增加，局部可达15％左右。

用于锆石分选的样品（CGA26和CGA25），其锆石分选过程如下：将25 kg左右的样品破碎至 2cm³大小，并且将其放入直径为20 cm的不锈钢钵中。将不锈钢钵放入XZW100型振动磨样机（1.1/0.75 kw）中研磨3～5 min，此后，将样品取出，并且过0.4 mm孔径的筛。上述过程反复进行 到所有样品全部通过0.4 mm孔径筛。用清水除去样品的粉尘，并且采用铝制工具淘洗富集重矿物。采用磁选和电磁选技术获取非电磁性矿物，再淘洗获取锆石精矿。最后借助双目镜挑选出完整、透明 和干净（无裂隙和无包裹体）的锆石颗粒。将所选锆石样品与标准样品固定在直径为25 mm的环氧 树脂靶上，并且将其研磨一半暴露出锆石的中心部分。在此之后，对待测锆石和标准锆石样品进行镀 金，同时拍摄阴极发光（CL）图像（图2-19）。锆石铀、钍和铅同位素分析在北京离子探针中心的 SHRIMP Ⅱ上按照标准测定完成，详细的分析原理和分析流程可参见Williams等（1987）、宋彪等（2002）和石玉若等（2007）的文献。分析数据用Squid和Isoplot（Ludwig，2003）计算机软件处理，衰变常数采用Steiger等（1997）的推荐值。表2-10中所列分析数据均为同一测点连续5次扫描分析 的平均值，单个数据点的误差为1σ。²⁰⁶Pb/²³⁸U测年数据加权平均值被认为是锆石的形成时间，其置 信度为95％。

图2-19 大石寨组未蚀变流纹斑岩CGA26和蚀变流纹斑岩CGA25锆石阴极发光图像

（二）分析结果

未蚀变流纹岩（CGA26）：阴极发光图像（图2-19）显示，未蚀变流纹岩样品锆石颗粒大小不 一，粒径变化范围为80～185μm，长宽比为1：1～4：1。所测锆石大体可划分为两种类型，即长柱 状和短轴状，前者多以长柱状自形晶（或半自形晶）形式出现，并且以具有韵律环带结构为特点，后者多呈短轴状（或椭圆状）半自形晶或他形晶产出（图2-19）。尽管所测锆石晶体无论是在颗粒大 小和长宽比值上，还是在晶体几何形态方面均存在有一定的差异，但是它们的韵律环带结构表明，其 形成作用与岩浆活动有关（Paterson et al.，1992；Pidgeon et al.，1998）。

如表2-10所示锆石11个分析点的铀和钍含量变化范围分别为（47～278）×10^-6，平均值为98×10^-6和（24～373）×10^-6，平均值为87×10^-6。除了个别分析点的数据外，大多数分析点的铀和 钍含量存在正相关关系。Th/U比值变化范围为0.43～1.34，平均值为0.76。除1个分析点的Th/U 比值为0.43外，其余分析点Th/U比值均大于0.5，最高值为1.34。前人研究结果表明，岩浆成因锆 石Th/U比值一般均大于0.5，钍和铀含量具有良好的正相关关系。相比之下，变质成因锆石Th/U 比值一般均小于0.5，钍和铀含量的相关性不很明显（Paterson et al.，1992；Pidgeon et al.，1998； Gerhard et al.，1999；Hoskin and Black，2000）。根据所分析锆石样品的钍和铀分析数据，并且结合锆 石形态特征，可以推测，苏-查萤石矿区未蚀变流纹岩的锆石属岩浆成因。

表2-10 苏-查萤石矿化区早二叠世大石寨组流纹岩锆石SHRIMP铀-铅年龄分析结果

分析单位：北京离子探针分析中心。²⁰⁶Pbc为普通铅；²⁰⁶Pb*为放射性铅。

锆石颗粒11个分析点²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄值变化范围为252.6～297.0Ma，平均值为271.8Ma。尽管锆 石颗粒各分析点的年龄值分布范围存在有一定的重叠性，但是在²⁰⁷Pb/²³⁵U-²⁰⁶Pb/²³⁸U一致曲线图上，所有分析点数据呈群簇状分布在谐和线上及其附近，加权平均值为（271±8）Ma，MSWD值为1.8（图2-20b）。总体上看，萤石矿体顶板未蚀变流纹岩锆石SHRIMP轴-铅同位素年龄值略低于矿体底 板未蚀变流纹岩同类值（276±10）Ma。

蚀变流纹岩（CGA25）：阴极发光图像显示，蚀变流纹岩锆石颗粒大小不一，大多呈短柱状或椭 圆状半自形晶或他形晶出现，粒径变化范围为150～200μm，长宽比值为1：1～2：1。锆石颗粒8个 分析点的铀和钍含量分别为（44～350）×10^-6和（29～249）×10^-6，平均值为135×10^-6和95× 10^-6，Th/U比值变化范围为0.47～0.91，平均值为0.67。与前述未蚀变流纹岩样品锆石颗粒一样，蚀变流纹岩样品锆石颗粒的铀和钍含量以及Th/U比值同样与岩浆成因锆石比较相似（Paterson et al.，1992；Pidgeon et al.，1998；Gerhard et al.，1999；Hoskin and Black，2000）。

锆石样品8个分析点²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄值变化范围为262.4～286.4 Ma，平均值为272.9 Ma。从锆 石颗粒中心到其边部，同位素年龄值也呈现出从老到新的变化趋势。在²⁰⁷Pb/²³⁵U对²⁰⁶Pb/²³⁸U一致曲 线图上（图2-20a），所有分析数据呈群簇状分布在谐和线上及其附近，加权平均值分别为（276± 10）Ma（图2-20a），MSWD值为1.9。从总体上看，萤石矿体底板未蚀变流纹岩锆石颗粒SHRIMP 铀-铅同位素年龄值略高于矿体顶板未蚀变流纹岩同类值（271±8 Ma）。

图2-20 大石寨组未蚀变（a）和蚀变流纹岩（b）锆石SHRIMP铀-铅谐和图

三、下二叠统火山岩的元素地球化学特征

（一）主量元素

苏-查地区的大石寨组火山岩的研究样品主要取自大石寨组的第二和第四岩性段。样品的主量、 微量和稀土元素由核工业北京地质研究院分析测试中心分析测试实验数据见表2-11，主量元素采用 原子吸收分光光度计法测定，检测依据为GB/T1456；微量和稀土元素采用酸溶方法对样品进行预处 理，利用电感耦合等离子质谱仪ICP-MS（TJAX-Series）法测定，检测依据DZ/T 0223-2001。

表2-11 苏-查地区大石寨组火山岩的主量元素、微量和稀土元素、CIPW标准矿物含量及主要参数

续表

续表

苏-查地区大石寨组火山岩样品在TAS图解（图2-21a）投绘在流纹岩区域，而有3件样品投在 粗面岩区域，一件样品投在英安岩区域，另外一件样品投在粗面安山岩区域中，大部分样品都在亚碱 性的范围，仍有3件样品投在碱性岩的范围。野外观察和室内研究表明大石寨组火山岩发生了不同程 度的热液蚀变和片理化构造变形，因此，考虑到岩石中的主量元素钠、钾和钙等活动组分容易在热液 蚀变过程中发生变化，为了真实的反映火山岩的岩石类型、成因和构造环境，本研究采用受蚀变影响 较小的主量元素（TiO₂、Al₂O₃等）与惰性高场强元素（铌、钇和锆等）对研究对象进行分析。在 Winchester等（1977）的Nb/Y-SiO₂图解中大部分样品投在流纹岩和流纹质英安岩的范围中，只有1 件样品投绘在安山岩和粗面安山岩的交界处，说明无论第二岩性段还是第四岩性段火山岩都基本属于 较为一致的岩石类型。所有样品的SiO₂含量变化范围为63.66％～78.02％，平均值为68.94％，与 经典的弧英安岩（SiO₂为68.22％）相近，个别样品高的SiO₂含量可能是岩石经受了后期硅化蚀变的 影响；TiO2的含量为0.19％～0.79％，平均值为0.39％，小于典型的与俯冲有关的岛弧火山岩。所 有样品的Al₂O₃的变化范围在11.78％～21.33％之间，表现为高铝的特点，铝饱和指数A/CNK指数 在1.0～2.0之间，为铝过饱和系列；Na₂O的含量在5.75％左右，平均值为3.77％，也与典型的弧 英安岩（Na₂O为3.37％）相近。（Na₂O＋K₂O）含量的变化范围在5.55％～9.86％之间，平均值为 7.99％，为富碱的火山岩系列；Na₂O/K₂O在0.42～1.67之间，多数小于1，为钾质火山岩；在 Rickwood（1989）的K₂O-SiO₂图解中大部分样品都投绘在高钾钙碱性区域（图2-22），有3件样品投 绘在钾玄岩系列，还有两件样品投在钙碱性系列。所有样品的Fe₂O₃的含量变化范围在0.31％～ 1.66％之间，个别样品达到4.15％之间；FeO的含量在0.54％～3.61％之间，大多数样品的Fe₂O₃ 含量小于FeO的含量，与下二叠统火山岩海相还原喷发环境相一致。在氧化物的Hark图解中（图2- 23），SiO₂和TiO₂，Al₂O₃，CaO，MgO和（Na₂O＋K₂O）呈负相关变化关系，而与Fe₂O₃，P₂O₅的相关 关系不明显。相容元素铬和镍在Cr-MgO，Ni-MgO图解（图2-24）中呈正相关，指示结晶分离作用应该 是岩浆的主要成因机制。

图2-21 大石寨组火山岩的TAS图解和Nb/Y-SiO₂图解

（二）稀土和微量元素

苏-查地区大石寨组火山岩的稀土元素配分模式图解（图2-25a）显示无论是第二岩性段还是第 四岩性段的火山岩都有近乎一致的稀土元素配分模式，表现为轻稀土强烈富集而重稀土元素相对亏损 的特点，稀土元素总量（∑REE，不含钇）为（145.47～307.07）×10^-6，La_N/Yb_N为4.60～ 11.26，δE_u为0.65～1.75，显示Eu既有亏损又有富集的特点，铈的变化不明显，个别样品显示铈弱 富集的特点。这些火山岩样品的原始地幔标准化多元素图解中（图2-25b）均表现出铌、钽、磷和钛 亏损，铯、铷、钡、钍、铀、铅和锆元素富集的地球化学特征。

图2-22 大石寨组火山岩的SiO₂-K₂O图解（底图据Rickwood，1989）

下二叠统火山岩的锆和铌的含量分别为（195.00～814.00）×10^-6和（9.66～21.00）×10^-6，平均值分别为535.17×10^-6和14.26×10^-6，锆和铌的含量高于典型的弧火山岩（锆含量150×10^-6，铌含量6×10^-6）。锶的含量在（79.50～331.00）×10^-6之间，平均值为172.62×10^-6，小于典型弧 火山岩的锶含量。钇的含量在（22.10～44.40）×10^-6之间，平均值为33.83×10^-6，低于典型的弧 火山岩的钇的含量。在Sr/Y-Y图解（图2-27a）中，几乎所有的火山岩样品都投绘在经典岛弧岩 石类型中（Martin，1999）。在Th-Ba/Th图解（图2-27b）中大多数样品也都投在全球岛弧玄武岩 的范围内（Dobrestov et al.，1987）。这与TiO₂-Al₂O₃图解（图2-26）所得到的结论是一致的，表明 大石寨组火山岩属于弧火山岩。

在岛弧环境中，岩浆源区物质（Macdonald et al.，2000）最可能包括：(1)地幔楔中的橄榄岩；(2)俯冲带流体；(3)俯冲板片部分熔融形成的熔体；(4)大陆地壳物质（包括洋底沉积物）的同化混染。大石寨组火山岩的低的Sr/Yb比值和高的钇含量的地球化学特征表明不可能是埃达克岩，火山岩的 Zr/Nb比值在27.00～67.27之间变化，范围接近于岛弧火山岩的Zr/Nb比值（一般在10～60之间，Davidson，1996）。用镱标准化的高场强元素HFSE比值可以消除或减少部分熔融和高压分离结晶作用 对元素含量产生的影响，从而可以得到岩浆源区的地球化学性质（Macdonald et al.，2000）。在Th/ Yb-Ta/Yb图解（图2-28）中（Pearce et al.，1982）火山岩样品投绘在活动大陆边缘玄武岩区域中的 火山弧碱性系列图解中（Pearce.，1982）火山岩样品投绘在活动大陆边缘玄武岩区域中的火山弧碱 性系列和火山弧钙碱性系列，部分样品投绘在碱性系列，但都分布在活动大陆边缘玄武岩区域，这与SiO₂-K₂O图解得到的结论是一致的，反映了火山活动是洋壳俯冲、消减的结果。在Zr/Yb -Nb/Yb图 解上（图2-29），大部分火山岩样品投绘在富集地幔范围中，反映岩浆源区是经过俯冲带流体（或者 熔体）改造后的富集地幔楔特征。但是，与Antilles岛弧链（Macdonald et al.，2000）和Kamchatka- Aleutian（Munker et al.，2004）岛弧火山岩相比，俯冲带流体对大石寨组火山岩岩浆源区的影响较 弱（表现在较低的Sr/Th和Ba/Th比值）。钡是俯冲带流体中非常富集的元素，高Ba/Th比值（大于 300）一般指示俯冲带流体对岩浆源区的贡献较大（Hawksworth et al.，1997）。大石寨组火山岩的低 的Ba/Th比值变化在67～229之间，同样说明俯冲带流体对岩浆源区的影响不显著。

图2-23 下二叠统大石寨组火山岩的哈克图解

图2-24 下二叠统火山岩的Cr-MgO，Ni-MgO协变图解

图2-25 大石寨组火山岩的稀土元素配分模式和微量元素原始地幔蛛网图（标准化数据据Sun et al.，1989）

图2-26 大石寨组火山岩的TiO2-Al₂O₃协变图解（据Muller et al.，1993）

图2-27 下二叠统火山岩的Sr/Y-Y图解和Th-Ba/Th图解

图2-28 大石寨组火山岩的Th/Yb-Ta/Yb图解（据Perace et al.，1982）

图2-29 大石寨组火山岩的Nb/Yb-Zr/Yb和Th/Ce-Sr/Th双变量图解（据Macdonald et al.，2000）

富集型岛弧岩浆一般含俯冲带沉积物的熔体，这种组分的存在可以通过Th/Ce比值而识别出来（Hawkesworth et al.，1997）。大石寨组火山岩的Th/Ce比值在0.09～0.23之间，从Th/Ce-Sr/Th图 解中（图2-29）可以看出火山岩的Th/Ce比值明显高于MORB和OIB，而靠近平均地壳的比值，个 别样品甚至远高于平均地壳的比值，因此，洋底沉积物的加入是一种合理的解释，这是因为洋底沉积 物高度富集钍的原因（Plank et al.，1989；Othman et al.，1989），而且铈在热液体系中比钍更容易 从体系中迁移出来，从而增加了岩浆源区的Th/Ce比值。在Th-Ba/Th图解（见图2-27）中，大 石寨组火山岩由于较高的钍的含量（Th：8.19×10^-6～15.6×10^-6）而表现出沉积物加入的变化 趋势。

大石寨组火山岩的所有样品在La-La/Sm图解中明显水平展布，指示其岩浆过程是结晶分异的结 果（Allegre et al.，1978；王立全等，2008），这与哈克图解的结果是一致的。在La/Sm-Gd/Yb图解 中（图2-30），火山岩样品位于西西伯利亚盆地（岩浆源区深度约为50～100km）附近，远离N-MORB 区域，指示其地壳物质的混染程度较高（Saunders et al.，2005；王立全等，2008），岩浆源区的深度 也较大。

图2-30 大石寨组火山岩的La/Sm-La和La/Sm-Gd/Yb图解（据王立全等，2008）

总之，据上述讨论，内蒙古中部苏-查地区的大石寨组中酸性火山岩代表了古亚洲洋消减俯冲过 程中形成的弧火山岩，其岩浆源区显示富集大离子亲石元素（LILE）和轻稀土元素（LREE），以及 铌、磷和钛亏损的地球化学特征。在大洋消减俯冲的过程中，来自俯冲带中以洋底沉积物为主的熔体 交代地幔楔，使其发生部分熔融形成中酸性岩浆、上升、喷发的结果。

四、大石寨组火山岩的锶-钕-铅同位素地球化学

下二叠统火山岩铷-锶、钐-钕同位素数据的分析误差为2σ绝对误差，分析结果见表2-12和表2- 13。岩石的初始锶-钕位素校正使用路远发提供的Geokit软件计算，按照流纹岩的锆石SHRIMP铀-铅 年龄276 Ma对大石寨组第二岩性段、第四岩性段的火山岩进行锶、钕同位素比值校正，获得的锶、 钕同位素初始比值，分别以（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i和（¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd）_i代表。

表2-12 苏-查地区下二叠统大石寨组火山岩的铷-锶同位素组成

表2-13 苏-查地区下二叠统大石寨组火山岩的钐-钕同位素组成

图2-31 大石寨组火山岩的锶-钕同位素协变图

（一）锶-钕同位素组成

下二叠统火山岩的铷的含量在（68.9～168）×10^-6之间，锶的含量在（74.3～304）×10^-6之 间，Rb/Sr比值在0.34～1.99之间，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值在0.71042～0.72673之间，变化范围较大。所有 样品在⁸⁷Sr/⁸⁶Sr～⁸⁷Rb/⁸⁶Sr图解中构成一条等时线，等时线年龄为222.2±21.8Ma（R为0.9681，初始比值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i0.70687±0.00115）。然而，构成这条等时线的样品分别采自大石寨组火山岩的 二、第四岩性段，其间相隔有第三岩性段的厚达900余米的海相碳酸盐-碎屑岩沉积。因此，两个火 山沉积岩的岩性段绝非同一时间火山喷发活动的产物。因此，这个等时线可能并不能反映火山岩成岩 年龄，而可能反映了中亚造山带最后对接碰撞的时限。该同位素年龄与发育在索伦板块缝合线附近的 苏尼特左旗的包尔汗喇嘛庙的碰撞花岗岩的年龄相一致（铷-锶全岩等时线年龄228±21 Ma，单颗粒 锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄234±6 Ma（MSWD为0.35）（Chen et al.，2008），反映着古亚洲洋消减、闭合 和华北板块与西伯利亚板块最后碰撞的上限）。因此，该同位素年龄可能反映了大石寨组在两大板块 对接、碰撞过程中的变形年龄。钐-钕同位素数据散布在¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd-¹⁴³Sm/¹⁴⁴Nd图解中（图2-31），没有构成等时线。所有样品的Nd含量在（11.5～40.4）×10^-6之间，Sm/Nd比值在0.14～0.16之 间，变化范围很小，小于地壳的平均Sm/Nd比值（0.17～0.21），说明其Sm/Nd比值在壳内分异过 程中没有发生明显的变化，由此计算的模式年龄可以代表陆壳的存留年龄。所有样品按火山岩的锆石 SHRIMP铀-铅年龄276 Ma计算的锶同位素初始比值（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i在0.70203～0.70651之间，位于正 常弧（＜0.7045＝和大洋沉积物或海水（～0.708），McCulloch et al.，1980）之间；钕同位素初始比 值（¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd）_i为0.512229～0.512300，变化范围极小，ε_Nd（276 Ma）在-1.14～＋0.33之间，模式年龄T_2DM在1017～1129 Ma之间。在岩石的锶-钕同位素分类图解中所有样品几乎都分布在靠近 CHUR线的附近（图2-32），指示岩浆源区中有大洋沉积物的加入。

图2-32 大石寨组火山岩的锶-钕同位素图解

（二）火山岩的铅同位素组成

大石寨组火山岩的铅同位素组成见表2-14。所有样品的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为18.514～18.7，平均为 18.631；²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.577～15.609，平均15.589；²⁰⁸P/²⁰⁴Pb为38.486～38.659，平均为38.582。计算的单阶段模式年龄（Doe and Stacey，1974）除个别样品外，大多为负值，μ值为9.40～9.45，平均为9.42，低于μ值为9.74的陆壳演化线。在岩石铅同位素构造模式图解（图2-33）中，所有样品 都投绘在地球等时线GEOCHRON和北半球参考线NHRL（Hart，1984）之间的大洋沉积物的区域，靠近MORB范围。

表2-14 苏-查地区大石寨组火山岩的铅同位素组成

注：样品岩性与表2-11相同。

五、结论

内蒙古中部苏-查地区大石寨组早二叠世中酸性火山岩在大地构造位置上位于索伦板块缝合线的 北部，其锆石SHRIMP铀-铅年龄指示火山喷发活动发生于早二叠世。岩石学和岩石化学的研究表明，火山岩主要是流纹岩、英安岩和流纹质凝灰岩类，具有高硅、富碱和过铝质的特点，属于高钾钙碱性 系列，部分样品分布在钾玄岩系列。火山岩富集大离子亲石元素（LILE）、轻稀土元素（LREE）而 亏损重稀土元素（HREE）和高场强元素（HFSE），表现出弧岩浆的地球化学特征。微量元素及其比 值的研究表明，火山岩的岩浆源区有大洋沉积物熔体的加入和大陆地壳的混染，岩浆过程是结晶分异 的结果。锶-钕-铅同位素的研究表明岩浆岩的物质组分是壳幔混源的结果。

长期以来很多学者认为大石寨组二叠纪火山岩是双峰式火山岩，它所反映的构造环境应该是古裂 谷的拉张环境，这些认识主要是来自于对林西一带的二叠纪火山岩的研究（Zhang et al.，2008；Zhu et al.，2001），但是这些火山岩的特征，与墨西哥第三纪火山岩（Marquez et al.，1999；Ferrari et al.，2001；Ferrari et al.，2004）类似，其形成背景完全可能是活动陆缘的伸展，而不是陆内裂谷作 用。另外，在西拉木伦河以南地区二叠纪火山岩具有典型钙碱性系列弧火山岩的亲缘性（王荃等，1991；Li，2006），以及二叠纪深水沉积的发育（王玉静等，1997）证据也不支持二叠纪区域上发育 陆内裂谷作用的推论（李锦轶等，2007）。区域上同期的岩浆岩活动，如阿拉善地区、满都拉地区和 中朝古陆北缘，都显示出岩浆弧的特点（Wu et al.，1998；陶继雄等，2003；Li，2006）。这与本区 的研究结果是一致的。

图2-33 大石寨组火山岩的铅同位素构造模式图解

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