内蒙古东乌旗沙麦地区花岗岩岩体地球化学特征

内蒙古东乌旗沙麦地区花岗岩岩体地球化学特征

1保乌旗北翼间沙麦岩体位于西伯利亚板块的东南端，位于内蒙古东吴旗的蒙古东部（图1a）。沙麦岩体大地构造位置属天山—内蒙地槽褶皱系,东乌旗华力西中期褶皱带,二连—东乌旗复背斜的北翼(内蒙古区域地质志,1991;聂风军等,2007),地处大兴安岭成矿省二连-东乌旗-嫩江晚古生代-中生代铁、铜、钼、铅、锌、金、银成矿带(徐志刚,2008)。2岩石结构及矿物组成沙麦岩体呈北东向展布,呈岩株产出(图1)。组成岩体的花岗岩以中细粒花岗岩为主。在沙麦岩体中节理构造,其延展方向与区域构造方向吻合。岩石呈球形风化明显(图2a),在沙麦岩体中常见有粗粒的花岗岩岩脉侵入到中细粒花岗岩中(图2b)。岩石表面风化程度弱,从具有层节理和流面的岩石出露情况来看岩体的剥蚀程度较浅。中细粒花岗岩(图2a):风化面灰白色,新鲜面浅肉红色,细粒结构,块状构造;主要成分石英、斜长石、钾长石、暗色矿物较少。镜下鉴定(图2c、d),花岗结构,块状构造矿物成分,主要矿物为石英、斜长石、钾长石;暗色矿物较少,主要为黑云母。副矿物为磁铁矿。石英:它形粒状,无色,正低突起,无解理,大小为0.5mm~4mm,干涉色为I级黄白,含量25%~28%。斜长石:多呈自形-半自形粒状、板状,1-5mm,无色,见一组解理,正低突起,干涉色为I级灰白,发育有聚片双晶、卡纳复合双晶,偶见环带,含量约为12%~15%。钾长石:多呈板状、粒状,无色,大小约为1mm~5mm,负低突起,干涉色为I级灰白,发育有卡氏双晶,含量约为55%~60%。黑云母:片状,具浅黄色-暗褐色多色性,一组极完全解理,平行消光,干涉色为II级蓝绿,含量1%左右。磁铁矿:不透明,粒状,反射光下呈呈黄白色金属光泽,含量1%。3测试结果3.1沙麦岩岩石组分从沙麦花岗岩主量元素氧化物含量及CIPW标准矿物分析结果表1中可以看出,化学分析结果表现为:1)SiO2含量为71.27%~77.36%,平均值为74.18%;2)碱含量:K2O+Na2O为8.6%~8.85%,平均值为8.82%;在侵入岩TAS图中,本文花岗岩数据与胡朋等(2006)花岗岩数据全部落入花岗岩区,表明沙麦地区主要为花岗岩;K2O含量为4.89%~6.29%,平均值为5.46%;Na2O含量为2.61%~3.68%,平均值为3.36%;Na2O/K2O为0.42-0.76,样品K2O的含量均大于Na2O含量,属钾质类型岩石,在图3c,沙麦花岗岩数据落入钾质及高钾质类岩石区;3)Al2O3含量偏高,为12.20%-14.65%,平均值为13.76%;A/CNK值为1.32-1.44,在A/NK-A/CNK图(图3b)上,沙麦花岗岩岩体铝质为过饱和;4)在SiO2-K2O判别图上,沟特岩体样品落入钙碱性-高钾钙碱性系列中(图3d);5)碱度率AR=3.37-5.47表明沙麦花岗岩岩体属于钙碱性系列,在SiO2-AR判别图(图3e)中,沙麦花岗岩为碱性到钙碱性系列,主要为钙碱性系列;6)在花岗岩的Q’-ANOR标准化矿物图解上,投影于碱性花岗岩-正长花岗岩区域(图3f)。3.2沙麦岩体活性染料元素组成沙麦花岗岩的微量元素及稀土元素分析结果如表1所示。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图4a),本文所获得的沙麦花岗岩数据与胡朋等(2006)获得的数据变化趋势基本一致,表现为沙麦花岗岩体富集Rb、Th、U元素,亏损Ba、Sr、P、Ti元素,亏损Nb元素,而Ta弱亏损。沙麦花岗岩的REE总量为2552×10-6-169.45×10-6,平均82.78×10-6;LREE/HREE为4.02~23.51,平均13.05,LREE相对HREE更为富集,表现(La/Yb)N>1,其变化于2.43-51.31之间,平均24.29;δEu为0.16~1.14,平均0.62,为Eu负异常,球粒陨石标准化模式显示明显的负Eu异常特征图(图4b)。4讨论4.1成岩与成岩年龄本次工作得出的沙麦花岗岩的地球化学指数(表1、2)表明,沙麦花岗岩的成因类型为S型花岗岩,在形成过程中经历了高分异演化作用。其主要证据有:1)铝过饱和,为12.20%~14.65%,平均值为13.76%,A/CNK值主要变化于1.32~1.44之间;2)在SiO2-Pb图解(图5c)沙麦花岗岩岩体的Pb、Th也表现出S型花岗岩的演化趋势;3、富钾,K2O=4.89%-6.29%,Na2O/K2O为0.42~0.76,碱质含量较高,K2O+Na2O=8.6%~8.85%;4)铁、镁、钙、钛含量低,贫磷,P2O5含量均在0.2%以下,且P2O5与SiO2之间有负相关演化关系(图6);这点与典型的S型花岗岩随分异作用的进行P2O5有递增的演化趋势(Chappell,1999);5)岩体REE总量为2552×10-6-169.45×10-6,富轻稀土,LREE/HREE为4.02-23.51,平均13.05,(La/Yb)N>1,其变化于2.43~51.31之间,平均值24.29;δEu为0.16~1.14,平均0.62,为Eu负异常,指示成岩过程中存在富轻稀土矿物(如磷灰石、褐帘石、独居石等)和斜长石的分离结晶作用;且在岩石稀土元素球粒陨石标准化配分型式曲线中呈现出一种过渡的趋势,由明显的右倾型过渡为典型S型花岗岩常表现出的“海鸥型”稀土配分型式;6)微量元素组成上,沙麦岩体富Rb、Th、U,贫Ba、Sr、Ti,Rb/Sr=9.7~11.3值高。上述微量元素组成特征指示岩体经历了高度的分异演化,其Ba、Sr、Ti、P亏损暗示成岩过程中斜长石、磷灰石和钛铁矿等的分离结晶所致;7)李献华等(2007)指出在S型花岗岩的Y含量低,并与Rb含量呈负相关关系,而沟特花岗岩表现出Y随Rb的升高而降低的S型演化趋势(图5a),RbTh呈负相关性(图5b),也表明该花岗岩为S型花岗岩;8)分异指数DI(DI=Q+Or+Ab+Ne+Lc+Kp=89.04-95.88)高,由于SiO2>72%时的铝质A型花岗岩与高分异S型花岗岩具有相似的矿物学和地球化学特点(ChappellandWhite,1992),从而使两者极易混淆(Kingetal.,1997),一般来说,高分异花岗岩FeOT含量较低(多<1%),而碱性、无水、非造山成因是A型花岗岩区别于高分异花岗岩的重要参数(Loiselleetal.,1979),而沙麦花岗岩FeOT含量低于1%岩石含有云母显示富水特征,显示了高分异花岗岩的特点,而非A型花岗岩,在图5d中,样品位于高分异钙碱性岩;9)沙麦花岗岩的Nb/Ta比值(5.95~25.89)高于高分异花岗岩的相应值(为2.3~9.9;Dostaletal.,2000)范围之内,这一特征也表明沙麦岩体应属经过高分异的花岗岩。4.2地壳混染作用经典的花岗岩成因模式为地壳物质的部分熔融(Collinsetal.,1982;Whalenetal.,1987),而板内及碰撞后花岗岩也可以由大陆岩石圈地幔的熔融或者地幔岩浆与地壳物质混合而成(Jungetal.,1998;Goodenoughetal.,2000)。兴蒙造山带内的显生宙花岗岩主要来源于由起源于地幔的年轻地壳物质(chenetal,2000;洪大卫等,2000;Wuetal.,2000,2002)。吴福元等(1999)指出该带上的花岗岩起源于地幔镁铁质岩浆以底侵方式就位于年轻地壳底部的壳幔混合花岗岩。对于沙麦地区花岗岩,聂风军(2007)根据εNd(t)值推断壳-幔混合岩浆在其上升过程中同化混染了古老的泥质岩。如图6所示,TiO2、P2O5含量随岩浆的演化分异而相对降低,可能与早期磷灰石、钛铁矿等副矿物的结晶分异有关;随SiO2含量的升高,CaO、MgO、FeO含量总体降低,可能与角闪石、黑云母分异有关;而K2O含量平坦变化,K2O图并不与SiO2呈规律性变化,沙麦地区花岗岩的K2O变化于4.89%-6.29%,表明地壳混染过程导致K2O富集的可能性不大。如微量元素蛛网图(图4)所示,P、Ti的亏损说明岩浆经历了含P、Ti矿物的分离结晶作用,Nb和Ta的亏损表明岩浆为地壳来源或曾受到地壳物质的混染。由于Ba和Sr属不相容元素,Rb属强不相容元素,而ω(Rb)/ω(Ba)及ω(Rb)/ω(Sr)对岩浆较为作用敏感,因此强烈的结晶分异作用可使得ω(Rb)/ω(Ba)及ω(Rb)/ω(Sr)增高(邱瑞龙,1998)。sr主要在岩浆早期阶段富集,而Rb则主要在岩浆晚期阶段富集,因此ω(Rb)/ω(Sr)随岩浆分异程度的增强而变大(涂光炽,1984)。因Rb主要赋存于云母类矿物,Sr主要赋存于斜长石,云母脱水熔融过程中斜长石的熔融量显著减少,熔体中ω(Rb)/ω(Sr)增大,因此Rb的相对富集以及Ba、Sr相对亏损,可能与斜长石分离结晶作用有关。Nb-Ta-Ti负异常和低的Nb/La的存在表明其不可能直接由软流圈部分熔融产生(Milleretal.,1999),其源区或受到了俯冲组分的影响,或者是源区部分熔融过程中存在残留钛酸盐矿物(Foleyetal.,1992)。沙麦花岗岩的分异演化程度升高,而LREE/HREE比值则降低,表明在成岩过程中存在富轻稀土矿