馬銘株 董春艷 徐仲元 謝士穩(wěn) 劉敦一 萬渝生＊＊

MA MingZhu1，DONG ChunYan1，XU ZhongYuan2，XIE ShiWen1，LIU DunYi1 and WAN YuSheng1＊＊

1. 中國地質科學院地質研究所，北京離子探針中心，北京 100037

2. 吉林大學地球科學學院，長春 130061

1. Beijing SHRIMP Center，Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2. College of Earth Science，Jilin University，Changchun，130061，China

2014-08-27 收稿，2014-11-02 改回.

1 引言

古元古代晚期孔茲巖系在華北克拉通西部孔茲巖帶廣泛分布，變質原巖主要由富鋁碎屑沉積巖、碳酸鹽巖、鈣硅酸鹽巖和少量基性巖組成。孔茲巖帶在古元古代晚期普遍遭受高角閃巖相-麻粒巖相變質，局部甚至出現(xiàn)超高溫變質(金巍等，1991;李江海等，1999;Zhao et al.，2005;Li et al.，2011;Guo et al.，2012)。富鋁碎屑沉積巖發(fā)生不同程度深熔作用改造，淺色體廣泛分布，局部形成不同規(guī)模的古元古代晚期石榴石花崗巖，它們在孔茲巖帶從西向東的不同地區(qū)(賀蘭山、大青山、集寧等)都有分布(Condie et al.，1992;曹林和曲以秀，1996;盧良兆等，1996;陶繼雄和胡鳳翔，2002;宋海峰等，2003，2005;徐仲元等，2002，2005，2007)。深熔作用及其產物石榴石花崗巖的形成標志著華北克拉通古元古代晚期構造體制從擠壓向伸展的轉換。

大青山地區(qū)位于華北克拉通西部孔茲巖帶中段，古元古代晚期孔茲巖系(上烏拉山巖群)十分發(fā)育(徐仲元等，2002，2005，2007;Wan et al.，2009;董春艷等，2012)。近年來，在上烏拉山巖群中分辨出一套古元古代早期變質碎屑沉積巖(榴云片麻巖)。它們遭受強烈變質變形和深熔作用改造，形成古元古代早期石榴石花崗巖(Wan et al.，2009;Dong et al.，2014)。與古元古代晚期石榴石花崗巖相比，孔茲巖帶中的古元古代早期石榴石花崗巖空間分布范圍明顯更小，但其成因研究對于了解古元古代早期地質作用過程具有重要的意義。包頭哈德門溝是古元古代早期榴云片麻巖典型出露區(qū)。結合已有工作，本文對其遭受深熔作用改造，形成石榴石花崗巖的過程進行了野外地質、巖相學、地球化學和年代學綜合研究。

2 地質背景

大青山地區(qū)前寒武紀變質表殼巖被劃分為桑干巖群麻粒巖系(深色麻粒巖巖組和中色麻粒巖巖組)、下烏拉山巖群黑云角閃片麻巖系(深色片麻巖巖組和淺色片麻巖巖組)和上烏拉山巖群孔茲巖系，早期的研究認為它們形成于太古宙不同時代(楊振升等，2000，2003;徐仲元等，2001，2002，2005)。根據(jù)近年來的研究，桑干巖群的形成時代為新太古代晚期，下烏拉山巖群的形成時代為新太古代晚期-古元古代早期，上烏拉山巖群的主體形成時代為古元古代晚期(Wan et al.，2009;Ma et al.，2012;董春艷等，2012;萬渝生等，未發(fā)表資料)。除表殼巖外，該區(qū)還存在新太古代晚期-古元古代晚期不同類型的(變質)深成侵入巖(董春艷等，2009;馬銘株等，2012;Wan et al.，2008，2009，2013;Ma et al.，2012;Liu et al.，2013，2014)。

上烏拉山巖群為孔茲巖系巖石組合，經歷高角閃巖相-麻粒巖相變質作用，被進一步劃分為榴云片麻巖巖組、透輝片麻巖巖組和大理巖巖組(楊振升等，2000，2003;徐仲元等，2001，2002，2005)。榴云片麻巖巖組是一套變質富鋁片麻巖系，變質原巖為雜砂巖、粉砂質粘土巖、泥巖夾石英砂巖;透輝片麻巖巖組為一套鈣硅酸鹽巖，變質原巖為鈣泥質-鈣質碎屑沉積夾泥灰?guī)r沉積;大理巖巖組是一套富鎂的碳酸鹽巖建造。近年來，從上烏拉山巖群中分辨出古元古代早期變質碎屑沉積巖(榴云片麻巖)，稱之為大青山表殼巖。它們在巖石類型和變質作用等方面與古元古代晚期上烏拉山巖群榴云片麻巖巖組類似，兩者的主要區(qū)別是:1)巖石組合:上烏拉山巖群榴云片麻巖巖組與大理巖和鈣硅酸鹽巖空間上共生，大青山表殼巖則不包括大理巖和鈣硅酸鹽巖;2)含礦性:上烏拉山巖群中存在石墨礦，大青山表殼巖中存在條帶狀鐵建造(BIF)(董春艷等，2012;Dong et al.，2014)。大青山表殼巖榴云片麻巖普遍遭受深熔作用改造，導致石榴石花崗巖的形成。本文將介于榴云片麻巖和石榴石花崗巖之間狀態(tài)的深熔巖石稱為深熔榴云片麻巖。

3 深熔作用的地質特征

圖1 大青山哈德門溝地區(qū)地質簡圖(據(jù)楊振升等，2006①楊振升，徐仲元，劉正宏等. 2006. 1∶25 萬包頭幅區(qū)域地質調查報告;Ma et al.，2012)圖中給出了樣品位置，完成SHRIMP 定年的樣品(Wan et al. ，2009;Dong et al. ，2014;本文)用斜體表示Fig.1 Geological map of the Hademengou area，Daqingshan (after Ma et al.，2012)Also shown are the locations of samples in this study. Samples with SHRIMP dating (Wan et al. ，2009;Dong et al. ，2014;this study)are shown in italics

哈德門溝是最早識別出古元古代早期石榴石花崗巖的地區(qū)。除BIF 和桑干巖群麻粒巖外，石榴石花崗巖還包裹榴云片麻巖，可作為大青山地區(qū)存在古元古代早期變質表殼巖的重要證據(jù)之一(董春艷，2008;Wan et al.，2009;Dong et al.，2014)。石榴石花崗巖位于哈德門溝溝口以北約2km，稱之為哈德門溝石榴石花崗巖。巖體近東西向延長約10km，寬幾百米到1km，出露面積為3 ～4km2(圖1)。石榴石花崗巖與桑干巖群、下烏拉山巖群淺色片麻巖、大青山表殼巖和紫蘇石英閃長質-紫蘇花崗質片麻巖相鄰。在哈德門溝-柏樹溝公路剖面，可見石榴石花崗巖“漂在”桑干巖群麻粒巖之上，在兩側山頂變寬，溝中變窄。從三維空間看，哈德門溝石榴石花崗巖是無根的(徐仲元等，2002，2007)。在石榴石花崗巖與其南側桑干巖群麻粒巖接觸處，侵入關系清楚可見(圖2a)。

哈德門溝剖面是觀察大青山表殼巖榴云片麻巖深熔作用發(fā)生發(fā)展，形成石榴石花崗巖的理想地段。該剖面近南北向，長約700m(A-A＇)，其北側出露哈德門溝石榴石花崗巖，兩者之間被桑干巖群相隔離(圖1、圖3)。剖面主體為榴云片麻巖，片麻理近東西向分布，產狀大都近于直立。榴云片麻巖普遍遭受深熔作用改造，但深熔強度存在空間變化。從南向北可劃分為深熔作用弱(以榴云片麻巖為主)、深熔作用較強(以深熔榴云片麻巖為主)、深熔作用很強(以石榴石花崗巖為主)和深熔作用較強等4 個帶，前3 個帶總體上有深熔作用向北不斷增強的變化趨勢(圖3a，b)。大青山表殼巖與北側桑干巖群之間被麻粒巖相變質基性巖脈隔離(圖2b)。在剖面南部，未變形不定向分布的紅色正長偉晶巖脈發(fā)育。在哈德門溝西側的烏蘭不浪溝，獲得該類巖脈的巖漿鋯石U-Pb 年齡為1.84Ga(馬銘株等，2012)。

圖2 哈德門溝地區(qū)不同地質體相互關系(a)石榴石花崗巖侵入桑干巖群麻粒巖;(b)麻粒巖相變質基性巖脈位于桑干巖群麻粒巖和大青山表殼巖深熔榴云片麻巖之間Fig.2 Photos showing relationships of different geological bodies in Hademengou(a)garnet granite intruding the granulite of the Sanggan Group;(b)granulite-facies meta-basic dyke occurring between the granulite of the Sanggan Group and the anatectic garnet-biotite gneiss of the Daqingshan supracrustal rocks

Dong et al. (2014)對剖面北側同一露頭毗鄰的榴云片麻巖(NM0808)、深熔榴云片麻巖(NM0807)和石榴石花崗巖(NM0809)進行了鋯石定年。它們代表了榴云片麻巖深熔形成石榴石花崗巖的不同階段產物，隨著深熔程度增加，巖石中黑云母含量減少，石榴子石含量增多且顆粒變大，淺色體含量增多(圖3c-f)。它們的鋯石特征十分類似，幾乎都為圓形，具核-邊或核-幔-邊結構。鋯石年齡結構也十分類似，碎屑鋯石年齡為2.5Ga 左右，變質和深熔鋯石年齡為2.45Ga左右。

榴云片麻巖轉變成為石榴石花崗巖的具體過程，可從不同露頭的對比來進一步說明。榴云片麻巖具片麻理，黑云母含量較高，石榴石含量較低，且顆粒細小(有些變泥沙質巖石甚至不含石榴石)，總體成分較均勻(圖4a)。深熔作用初期，榴云片麻巖中開始出現(xiàn)淺色體(圖4b)，隨著深熔作用進一步發(fā)展，榴云片麻巖中淺色體比例越來越高，淺色體中石榴子石增多，顆粒變粗，但分布可不均勻。淺色體與榴云片麻巖多呈過渡關系，定向、弱定向或不定向分布(圖4c-e)。淺色體空間上發(fā)生不同程度運移，在榴云片麻巖中呈小規(guī)模的脈狀或團塊狀產出，石榴石顆粒增大(圖4f)。淺色體不斷聚集，形成相當規(guī)模，具有石榴石花崗巖的巖石外貌，榴云片麻巖在其中呈殘余體存在(圖4g)。隨后的分異作用最終導致在露頭尺度上組成相對均勻的石榴石花崗巖形成(圖4h)。

圖3 哈德門溝地質剖面(a、b)及局部放大照片(c-f)(a、b)地質剖面;(c)為榴云片麻巖(d，NM0808)、深熔榴云片麻巖(e，NM0807)和石榴石花崗巖(f，NM0809)相互關系，3 個樣品都有鋯石定年(Dong et al. ，2014)Fig.3 Hademengou geological section and photos showing local outcrops in the section(a，b)geological section;(c)relationship between garnet-biotite gneiss (d，NM0808)，anatectic garnet-biotite gneiss (e，NM0807)and garnet granite (f，NM0809)，Dong et al. (2014)carried out zircon dating on the three samples

圖4 哈德門溝地區(qū)古元古代早期大青山表殼巖及深熔產物的野外照片(a)榴云片麻巖，被古元古代晚期紅色正長偉晶巖脈切割，哈德門溝;(b)榴云片麻巖中存在少量含石榴石淺色體，烏蘭不浪;(c)榴云片麻巖中定向分布的含石榴石淺色體，哈德門溝;(d)榴云片麻巖中半定向分布的含石榴石淺色體，被一不含石榴石淺色巖脈切割，哈德門溝;(e)榴云片麻巖中半定向-不定向分布的含石榴石淺色體，哈德門溝;(f)榴云片麻巖中的石榴石花崗巖脈和團塊，平方溝;(g)石榴石花崗巖中的榴云片麻巖殘余體，哈德門溝;(h)組成相對均勻的哈德門溝石榴石花崗巖，哈德門溝Fig.4 Photos showing how garnet-biotite gneiss becomes garnet granite via anatexis in Hademengou(a)garnet-biotite gneiss cut by red syenogranite veins of the Late Paleoproterozoic，Hademengou;(b) garnet-bearing leucosomes sporadically occurring in garnet-biotite gneiss，Wulanbulang;(c)oriented garnet-bearing leucosomes in garnet-biotite gneiss，Hademengou;(d) semi-oriented garnet-bearing leucosomes in garnet-biotite gneiss，Hademengou;(e)non-oriented garnet-bearing leucosomes in garnet-biotite gneiss，Hademengou;(f)garnet granite blocks and veins in garnet-biotite gneiss，Pingfanggou;(g)garnetbiotite gneiss occurring as residuals in garnet granite，Hademengou;(h)Hademengou garnet granite showing relatively homogenous features，Hademengou

4 石榴石巖的形成及鋯石年齡

圖5 哈德門溝地區(qū)石榴石巖形成過程的野外照片(a)石榴石花崗巖中石榴石不均勻分布，平方溝;(b)石榴石花崗巖中石榴石局部集中分布，平方溝;(c)石榴石花崗巖中的石榴石巖，平方溝;(d)石榴石花崗巖中的石榴石巖，平方溝;(e)石榴石花崗巖中的含石榴石石英團塊，哈德門溝;(f)富石英條帶的石榴石巖(NM1301)，取自石榴石花崗巖中，哈德門溝Fig.5 Photos showing how garnetite is formed via garnet accumulation in Hademengou(a) garnet granite showing a variation in garnet content，Pingfanggou;(b)garnet locally concentrating in garnet granite，Pingfanggou;(c)garnetite in garnet granite，Pingfanggou;(d)garnetite in garnet granite，Pingfanggou;(e)garnet-bearing quartz block in garnet granite，Hademengou;(f)garnitite containing quartz-rich band (NM1301)in garnet granite，Hademengou

在石榴石花崗巖巖漿形成及之后的進一步演化過程中，石榴石發(fā)生運移、分異和聚集。在露頭尺度上，可見石榴石花崗巖中石榴石含量存在大的變化，有的石榴石含量高，有的幾乎不含石榴石(圖5a)。一些露頭上石榴石分布密度很大，向外密度逐漸變小(圖5b)。隨著石榴石的不斷聚集，形成不同規(guī)模的團塊，即石榴石巖，(圖5c，d)。石榴石巖包體規(guī)模通常較小，分布不多。在一些石榴石富集的部位或石榴石巖中還存在富石英的團塊和條帶(圖5d-f)。深熔榴云片麻巖中的石榴石巖可能為熔融殘余物。

對1 個石榴石巖(NM1301)進行了SHRIMP 鋯石U-Pb定年。鋯石分選和測定在北京離子探針中心完成。分析流程與Williams (1998)的類似。一次離子流O2-強度為5nA，束斑大小為25 ～30μm。測年采用5 組掃描。標準樣TEM和待測樣之比為1∶3 ～4。標準鋯石TEM(年齡417Ma)和M257(U 含量為840 ×10-6)分別用于206Pb/238U 年齡和U、Th含量校正。數(shù)據(jù)處理采用SQUID 和ISOPLOT 程序(Ludwig，2001a，b)。根據(jù)實測204Pb 進行普通鉛年齡校正。鋯石年齡使用207Pb/206Pb 年齡。年齡單個數(shù)據(jù)誤差為1σ，加權平均年齡誤差為95%置信度。

表1 哈德門溝石榴石花崗巖中石榴石巖(NM1301)的鋯石SHRIMP U-Pb 年齡Table 1 SHRIMP U-Pb data for zircons zircon from garnetite (NM1301)in Hademengou garnet granite

圖6 哈德門溝石榴石花崗巖中石榴石巖(NM1301)的鋯石陰極發(fā)光圖像Fig.6 Cathodoluminescence images of zircon from garnetite(NM1301)in Hademengou garnet granite

鋯石呈渾圓狀，在陰極發(fā)光下，鋯石普遍具核-幔-邊或核-邊結構，大部分核部碎屑鋯石遭受強烈變質重結晶，無環(huán)帶，深灰色(圖6b 中的顆粒8、10 和11，圖6c 中的顆粒13，圖6d 中的顆粒18 和19)，僅少數(shù)保留了振蕩環(huán)帶，呈淺灰色(圖6a 中的顆粒3 和7，圖6c 中的顆粒12 和15，圖6d 中的顆粒16);幔部鋯石呈深灰色，無環(huán)帶(圖6a 中的顆粒3 和顆粒7，圖6c 中的顆粒15)或呈淺灰色具有扇形環(huán)帶(圖6b 中的顆粒11，圖6c 中的顆粒13，圖6d 中的顆粒18);邊部鋯石呈灰色無環(huán)帶(圖6a 中的顆粒3 和7，圖6b 中的顆粒8 和11，圖6c 中的顆粒12、13 和15)。有的鋯石均一，無核-邊結構，呈淺灰色(圖6a 中的顆粒6，圖6c 中的顆粒14)。

圖7 哈德門溝石榴石花崗巖中石榴石巖(NM1301)的鋯石年齡Fig.7 Concordia diagram of SHRIMP U-Pb data of zircon from garnetite (NM1301)in Hademengou garnet granite

共在20 顆鋯石上進行了24 個數(shù)據(jù)分析(表1、圖7)。3個巖漿環(huán)帶仍很好保留的碎屑鋯石的Th/U 比值為0.56 ～0.88(3.1D，4.1D，7.1D)，年齡值范圍為2308 ～2516Ma。最大年齡為2516 ±11Ma(3.1D)，可能接近于原巖漿鋯石形成年齡，而其它年齡偏小，被認為與變質作用改造有關。數(shù)據(jù)點18.1M 所在核部雖遭受強烈重結晶，但原巖漿環(huán)帶結構仍依稀可見，Th/U 比值偏大(0.18);由于一次離子流部分位于核部碎屑鋯石，數(shù)據(jù)點16.1M 的Th/U 比值為0.16。大多數(shù)具變質結構特征的鋯石Th/U 比值為0.01 ～0.04，但具扇形結構的灰色幔部鋯石的Th/U 比值稍大，為0.05 ～0.08(1.1M，11.1M，13.1M)。盡管根據(jù)CL 結構難以準確確定幔部和邊部鋯石的具體成因(新生鋯石或完全重結晶鋯石)，但Th/U 比值和結構特征表明它們?yōu)樽冑|成因。變質鋯石年齡存在很大變化(1885 ～2480Ma)，解釋為古元古代早期和晚期兩期變質作用疊加的緣故。古元古代早期變質鋯石年齡集中在2354 ～2480Ma 之間(15 個數(shù)據(jù)點)，部分數(shù)據(jù)點年齡偏低，與古元古代晚期變質作用疊加或后期鉛丟失有關，推測變質年齡大約為2.45Ga。古元古代晚期變質鋯石年齡大約為1.91Ga(6.1M)。一些劃分為古元古代晚期的變質鋯石年齡偏大，實際上為混合年齡或不完全重結晶鋯石年齡，無地質意義。

5 深熔作用的巖相學特征

榴云片麻巖中的石榴石顆粒細小，呈不規(guī)則粒狀或條帶狀，包裹石英、長石和黑云母等礦物。存在兩種類型黑云母，一種呈黃綠色-淺棕色，長條狀，解理發(fā)育，大多定向排列，也有呈不定向排列的;另一種呈深棕色，不規(guī)則片狀，無解理或解理不發(fā)育，細小且具有熔蝕的港灣狀(圖8a，b)。深棕色黑云母明顯大于黃綠色-淺棕色黑云母的含量。深熔榴云片麻巖中的石榴石粒度變粗，呈長條狀、不規(guī)則粒狀或細粒集合體產出。石榴石包裹深棕色黑云母、石英和斜長石，部分石榴子石中存在針狀夕線石。黑云母變細且含量減少，有些黑云母分布在石榴子石周圍。細粒微斜長石與石英共生，還可見長條狀石英集合體(圖8c，d)。石榴石花崗巖中的石榴石顆粒通常更為粗大，石榴石包裹深棕色無解理黑云母(圖8e)，深棕色黑云母呈港灣狀(圖8f)，部分存在針狀不透明礦物(可能為鈦鐵礦)，為熔融殘余物(Wan et al.，2009;Dong et al.，2014)。

從榴云片麻巖到深熔榴云片麻巖再到石榴石花崗巖，黑云母總量減少，但深棕色無解理黑云母增多，一些石榴石花崗巖中的具解理的黃綠色-淺棕色黑云母可能形成于巖漿演化階段，部分看來與熔體和石榴石的反應有關;石榴石含量增高，礦物粒度增大;不論石榴石花崗巖或其它類型巖石，鉀長石含量都存在較大變化，一些樣品幾乎無鉀長石，一些樣品中鉀長石含量很高，包括微斜長石和條紋長石，部分以斑晶形式存在。石榴石巖主要是由石榴石組成，還有少量石英和暗色金屬礦物，斜長石和黑云母含量很低(圖8g，h)。石榴子石粒度非常大，被黃棕色物質呈脈狀穿插，可能為后期蝕變產物。

6 不同類型巖石的地球化學特征

本文對榴云片麻巖、深熔榴云片麻巖和石榴石花崗巖進行了主、微量元素以及稀土元素分析。常量元素含量用X 熒光光譜法測定，測定精度為2% ～8%，稀土和微量元素用POEMS ICP-MS 測定，分析精度好于5%，均在國家地質實驗測試中心完成。

榴云片麻巖SiO2、Al2O3和CaO 含量分別為61.41% ～66.77%、15.24% ～17.95%和1.42% ～3.79%，相對高FeOT(5.15% ～6.67%)低MgO(2.40% ～3.71%)，Na2O 含量(2.72% ～3.74%)大于K2O 含量(1.97% ～3.44%)(表2)。稀土總量(ΣREE)變化大，為89.4 ×10-6～314.2 ×10-6，輕稀土富集，(La/Yb)N為13.5 ～25.6，除NM1005 具明顯正銪異常(Eu/Eu*=3.17)外，其它樣品無明顯銪異常(Eu/Eu*=0.75 ～1.32)(圖9a)。在微量元素蛛網圖上，Nb、Ta、P 等高場強元素相對虧損，富集Sr、K、Rb、Ba 等大離子親石元素(圖9b)。

深熔榴云片麻巖與榴云片麻巖組成特征類似，SiO2、Al2O3和CaO 含量分別為62.62% ～66.26%、14.65% ～17.63%和1.14% ～1.74%，相對高FeOT(5.71% ～6.57%)低MgO(2.41% ～2.63%)，但Na2O 和K2O 含量變化較大，分別為2.43% ～4.47%和1.49% ～5.60%(表2)。稀土總量(ΣREE)變化大，為148.7 ×10-6～427.1 ×10-6，NM0810輕重稀土強烈分離，(La/Yb)N為52.5，具有一定程度負銪異常(Eu/Eu*=0.51);其余兩個樣品輕重稀土分離程度相對較弱，(La/Yb)N為9.1 ～13.2，無明顯銪異常(Eu/Eu*=0.82 ～0.94)(圖9c)。在微量元素蛛網圖上，高場強元素Nb、Ta、P、Ti 虧損，大離子親石元素Sr、K、Rb、Ba 富集(圖9d)。

圖8 哈德門溝地區(qū)巖石的巖相學照片(a、b)榴云片麻巖，石榴石中包裹石英、斜長石和黑云母等礦物，具兩種黑云母，哈德門溝;(c、d)深熔榴云片麻巖，黑云母分布在石榴子石周圍，細粒微斜長石與石英共生，哈德門溝;(e)石榴石花崗巖，石榴石顆粒粗大，包裹深棕色黑云母，石榴石邊部存在解理發(fā)育的黃綠色-淺棕色黑云母，哈德門溝;(f)石榴石花崗巖，深棕色黑云母呈港灣狀，哈德門溝;(g、h)石榴石巖，石榴石粒度非常大且含量高，含少量石英和金屬礦物，哈德門溝. (+)和(-)分別代表正交偏光和單偏光. Bt-黑云母;Grt-石榴石;Pl-斜長石;Qz-石英;Mi-微斜長石;OM-不透明礦物Fig.8 Petrographic photographs of rocks in Hademengou(a，b)garnet-biotite gneiss，garnet with inclusions of quartz，plagioclase and biotite which shows two different forms，Hademengou;(c，d)anatectic garnet-biotite gneiss，biotite surrounding garnet and fine-grained microcline coexisting with quartz，Hademengou;(e)garnet granite，coarse-grained garnet containing dark brown biotite，Hademengou;(f)garnet granite，dark brown biotite showing harbour shape，Hademengou;(g，h)garnetite，coarse-grained garnet with high content and a small amount of quartz and metal mineral，Hademengou. (+)and (-)mean cross and plane polarized light，respectively. Bt-biotite;Grt-garnet;Pl-plagioclase;Qz-quartz;Mi-microcline;OM-opaque mineral

石榴石花崗巖與前兩類巖石的常量元素組成特征類似，但相對高SiO2。SiO2、Al2O3和CaO 含量分別為64.95% ～72.03%、13.66% ～17.71%和1.33% ～3.33%，相對高FeOT(3.71% ～6.84%)低MgO(1.56% ～2.16%)，Na2O 和K2O含量分別為2.34% ～4.14%和0.84% ～5.16%(表2)。稀土總量(ΣREE)為75.4 ×10-6～240.1 ×10-6。三個樣品稀土模式與前兩類巖石類似，(La/Yb)N和Eu/Eu*分別為12.9～37.8 和0.99 ～2.71;而NM1006 和NM1019 富集重稀土，(La/Yb)N為1.6 ～5.2，NM1019 具明顯正銪異常(Eu/Eu*=5.73)(圖9e)。在微量元素蛛網圖上，高場強元素Nb、Ta、P、Ti 虧損，大離子親石元素Sr、K、Rb、Ba 富集(圖9f)。

圖9 哈德門溝地區(qū)巖石的稀土模式(a、c 和e)和微量元素圖解(b、d 和f)(標準化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.9 chondrite-normalized REE patterns (a，c and e)and MORB-normalized trace element diagrams (b，d and f)of rocks in Hademengou (normalization values after Sun and McDonough，1989)

7 討論

深熔作用是殼源花崗巖形成的重要方式。大青山哈德門溝地區(qū)為研究S 型殼源花崗巖形成過程提供了典型實例。從榴云片麻巖發(fā)生初始深熔，淺色體逐漸聚集，到石榴石花崗巖形成的每一環(huán)節(jié)幾乎都可觀察到。榴云片麻巖、深熔榴云片麻巖和石榴石花崗巖之間多呈過渡漸變，這種關系既可見于小的露頭尺度，也可反映在大的剖面上(圖3)，表明包括哈德門溝巖體在內的石榴石花崗巖具有原地-半原地性質，巖漿未遠離物源區(qū)。雖然深熔榴云片麻巖中的淺色體不一定是嚴格意義上原地的，但與石榴石花崗巖(脈)相比，它們與榴云片麻巖之間通常更呈漸變關系，與其更接近于物源區(qū)的認識相一致。大多數(shù)情況下難以確定具體露頭深熔巖漿是否為原地的或遷移距離遠近，但通常是深熔巖漿比例越高，離開物源區(qū)的位置就越遠。隨著深熔程度的加深，淺色體和石榴石越來越多，巖石塑性越來越強(McKenzie，1987;Sawyer，2001)。當淺色體到達一定比例后，整個體系(巖漿+殘余物)可整體發(fā)生運移，并導致巖漿與殘余物之間的分離和不同巖漿的相互混合。這一過程在應力存在的情況下更易發(fā)生(劉正宏等，2008)。剖面橫向上顯示出的淺色體和石榴石花崗巖與榴云片麻巖比例的不同，在很大程度上反映了深熔巖漿向上運移程度的差異。小規(guī)模的巖漿不斷聚集，形成更大規(guī)模的巖漿，殘留的榴云片麻巖越來越少，石榴石花崗巖組成變的均勻，具有巖漿巖的外貌特征。哈德門溝石榴石花崗巖“漂在”桑干巖群麻粒巖之上，呈無根狀態(tài)產出，很可能是巖漿側向運移的結果。

根據(jù)野外地質和其它方面特征，認為石榴石花崗巖中的石榴石巖是巖漿演化過程中石榴石聚集形成的，與Jiao et al.(2013)對集寧-涼城地區(qū)古元古代晚期石榴石巖的成因認識類似。石榴石巖中鋯石的特征進一步支持了這一認識。鋯石呈渾圓狀，具有核-邊或核-幔-邊結構，存在新太古代晚期

核部碎屑鋯石和古元古代早期變質鋯石，與榴云片麻巖、深熔榴云片麻巖和石榴石花崗巖中的鋯石特征十分類似(董春艷等，2012;Wan et al.，2009;Dong et al.，2014)。在石榴石聚集過程中，鋯石也進入石榴石巖中。榴云片麻巖、深熔榴云片麻巖和小規(guī)模的石榴石花崗巖團塊和脈體中的新生鋯石通常無封閉環(huán)帶，后者只在北側規(guī)模較大的哈德門溝石榴石花崗巖中的部分新生鋯石中才出現(xiàn)，顯示出巖漿鋯石的結構特征，但Th/U 比值仍然很低(＜0.1，Wan et al.，2009)。這表明只有深熔巖漿聚集到一定規(guī)模才能進入正常巖漿演化階段。哈德門溝石榴石花崗巖中的鋯石具有深熔巖漿的鋯石特征，與正常酸性侵入巖中的巖漿鋯石存在很大區(qū)別。根據(jù)榴云片麻巖、深熔榴云片麻巖和石榴石花崗巖脈中部分變質鋯石具有2.1 ～2.4Ga 年齡，Dong et al. (2014)認為它們遭受了古元古代晚期變質作用疊加改造。本次研究獲得1.91Ga 變質鋯石年齡，進一步支持了這一認識。

表2 哈德門溝地區(qū)巖石地球化學組成(主量元素:wt%;稀土和微量元素:×10 -6)Table 2 Geochemical composition of rocks in Hademengou (major element:wt%;trace element:×10 -6)

續(xù)表2Continued Table 2

從榴云片麻巖經深熔榴云片麻巖再到石榴石花崗巖，黑云母減少而石榴石增多，還伴隨礦物粒度增大。淺色體和石榴石花崗巖中的深棕色黑云母無解理，呈不規(guī)則殘蝕狀，石榴子石包裹深棕色黑云母、石英和斜長石。所以，石榴石是黑云母轉熔的產物，并非巖漿結晶形成的。淺色體與圍巖過渡而淺色體兩側沒有黑云母等暗色體也說明了這一點。石榴石花崗巖中石榴石含量普遍較高，多數(shù)情況下大于15%，巖體中存在石榴石巖包體，表明石榴石花崗巖的殘留體或殘留礦物相沒有與熔體發(fā)生明顯分離，也表明石榴石花崗巖不僅是巖漿，而且是熔體與殘留(難熔)礦物的混合物構成的。

在熔融母巖存在矽線石的情況下，可能的轉熔反應為:Sil+Bt+Qz±Pl→Grt+Kfs+Melt(Pati?o Douce and Johnston，1991)。然而，在哈德門溝地區(qū)，許多榴云片麻巖和深熔榴云片麻巖中都不存在矽線石，推測更可能的反應為:Bt +Qz +Pl→Grt+Kfs +Melt(Vielzeuf and Montel，1994)。值得注意的是，不論上述哪一深熔作用過程都應有新生鉀長石形成，但一些深熔榴云片麻巖和石榴石花崗巖中鉀長石含量不高，甚至很低，表明深熔作用和后期演化的實際過程可能更為復雜。

石榴石花崗巖與榴云片麻巖和深熔榴云片麻巖的地球化學組成特征總體上類似，高Al2O3含量和FeOT/MgO 比值，CaO 含量和K2O/Na2O 比值存在較大變化，富集輕稀土和大離子親石元素，虧損Nb、Ta、P 和Ti，表明了它們物質組成上的繼承關系。與(深熔)榴云片麻巖相比，石榴石花崗巖SiO2含量增高，Nb、Ta、Ti 更為虧損。然而，石榴石花崗巖本身常量元素、微量元素和稀土組成也顯示出大的變化(表2、圖9e，f)。CaO 含量和K2O/Na2O 比值變化可能在很大程度上與熔融母巖組成變化有關，并受巖漿混合、分異等因素的影響。稀土模式更易反映巖石組成礦物的制約。由于石榴石和鋯石富集重稀土，巖石稀土模式的變化與其關系更為密切。樣品NM1006 鋯石含量高(Zr 含量高)和石榴石含量高，重稀土十分富集，向上翹起;樣品NM1019 雖然石榴石含量不多，但巖石主要由長石、石英組成，稀土總量低，只要少量石榴石存在，就引起重稀土向上翹起。石榴石花崗巖中存在大量未分異的難熔固體物質(包括石榴石，深棕色黑云母，鋯石等)，看似無規(guī)律地球化學組成大的變化在很大程度上反映了它們的含量變化，與局部遷移、分異和聚集有關。這與典型巖漿結晶分異引起地球化學組成有規(guī)律變化的特征明顯不同。在一些露頭上，一部分石榴石花崗巖中黑云母含量較低，一部分石榴石花崗巖中黑云母含量較高。這可能意味著，石榴石花崗巖的組成變化部分也許還是不同物源區(qū)形成的深熔巖漿匯聚在一起而未充分混合的緣故。

8 結論

(1)在大青山哈德門溝地區(qū)，從榴云片麻巖發(fā)生初始深熔，淺色體逐漸聚集，到石榴石花崗巖形成的每一環(huán)節(jié)幾乎都可觀察到。石榴石花崗巖中的石榴石巖是深熔巖漿演化過程中殘余礦物相石榴石遷移、分異和聚集的產物。

(2)石榴石花崗巖與榴云片麻巖和深熔榴云片麻巖的地球化學組成特征總體上類似，富集輕稀土和大離子親石元素，虧損Nb、Ta、P 和Ti。石榴石花崗巖的稀土組成特征在很大程度上受石榴石、鋯石的控制。

(3)石榴石巖中的鋯石普遍具核-幔-邊或核-邊結構，碎屑鋯石年齡為～2.5Ga，變質鋯石年齡為～2.45Ga 和～1.90Ga。

(4)盡管哈德門溝石榴石花崗巖具有一定或較大的規(guī)模，存在榴云片麻巖、桑干巖群的BIF 和麻粒巖包體，具有巖漿巖的巖石外貌，但多方面特征表明其不是典型的巖漿侵入巖，具有原地-半原地花崗巖的特征。

致謝 樣品靶由楊淳、甘偉林制作;周麗芹、車曉超幫助進行鋯石陰極發(fā)光照相;張玉海和劉建輝保障SHRIMP 儀器正常工作。鋯石標準由Ian Williams 和Lance Black 提供;研究過程中得到劉福來研究員、頡頏強副研究員、劉守偈博士、任鵬博士的幫助;審稿人李旭平教授提出了寶貴的修改意見;在此一并深表謝意。

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