大兴安岭北端洛古河东花岗岩的地球化学、SHRIMP锆石U-Pb年龄和岩石成因（武广,陈衍景,赵振华,赵太平,李之彤,张哲《岩石学报》2009.2）.pdf-_矿业文库_煤矿文库_有色文库_金属矿山文库_矿山安全_煤矿安全_采矿技术措施

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书书书大兴安岭北端洛古河东花岗岩的地球化学、ＳＨＲＩＭＰ锆石Ｕ  Ｐｂ年龄和岩石成因  武广１陈衍景１，２   赵振华１赵太平１李之彤３张哲３ＷＵＧｕａｎｇ１，ＣＨＥＮＹａｎＪｉｎｇ１，２  ，ＺＨＡＯＺｈｅｎＨｕａ１，ＺＨＡＯＴａｉＰｉｎｇ１，ＬＩＺｈｉＴｏｎｇ３ａｎｄＺＨＡＮＧＺｈｅ３１ 中国科学院广州地球化学研究所成矿动力学重点实验室，广州５１０６４０２ 北京大学造山带与地壳演化实验室，北京１００８７１３ 中国地质调查局沈阳地质矿产研究所，沈阳１１００３２１  ＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＭｉｎｅｒａｌｉｚａｔｉｏｎＤｙｎａｍｉｃｓ，ＧｕａｎｇｚｈｏｕＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｇｕａｎｇｚｈｏｕ５１０６４０，Ｃｈｉｎａ２  ＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＯｒｏｇｅｎａｎｄＣｒｕｓｔＥｖｏｌｕｔｉｏｎ，ＰｅｋｉｎｇＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１００８７１，Ｃｈｉｎａ３  ＳｈｅｎｙａｎｇＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＭｉｎｅｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓ，ＣｈｉｎａＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙ，Ｓｈｅｎｙａｎｇ１１００３２，Ｃｈｉｎａ２００８  ０８  ３１收稿，２００８  １１  ２０改回  ＷｕＧ，ＣｈｅｎＹＪ，ＺｈａｏＺＨ，ＺｈａｏＴＰ，ＬｉＺＴａｎｄＺｈａｎｇＺ ２００９ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，ｚｉｒｃｏｎＳＨＲＩＭＰＵ  ＰｂａｇｅａｎｄｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓｏｆｔｈｅＥａｓｔＬｕｏｇｕｈｅｇｒａｎｉｔｅｓａｔｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎｅｎｄｏｆｔｈｅＧｒｅａｔＨｉｎｇｇａｎＲａｎｇｅ ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，２５（２）２３３－２４７ＡｂｓｔｒａｃｔＴｈｅＥａｓｔＬｕｏｇｕｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｉｎＭｏｈｅＣｏｕｎｔｙ，ＨｅｉｌｏｎｇｊｉａｎｇＰｒｏｖｉｎｃｅ，ｌｏｃａｔｅｄｉｎｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎｅｎｄｏｆｔｈｅＧｒｅａｔＨｉｎｇｇａｎＲａｎｇｅ，ｉｓｍａｉｎｌｙｃｏｍｐｏｓｅｄｏｆｍｏｎｚｏｇｒａｎｉｔｅ  ｐｏｒｐｈｙｒｙ，ｓｙｅｎｏｇｒａｎｉｔｅ  ｐｏｒｐｈｙｒｙａｎｄｑｕａｒｔｚｍｏｎｚｏｎｉｔｅ  ｐｏｒｐｈｙｒｙ，ｗｉｔｈｍｉｎｏｒｄｉｏｒｉｔｉｃｍｉｃｒｏｇｒａｎｕｌａｒｅｎｃｌａｖｅ ＴｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｂｅｌｏｎｇｓｔｏＩ  ｔｙｐｅｇｒａｎｉｔｅ，ｗｉｔｈａｆｆｉｎｉｔｙｔｏｈｉｇｈ  Ｋｃａｌｃ  ａｌｋａｌｉｎｅｓｅｒｉｅｓ ＴｈｅＳＨＲＩＭＰｚｉｒｃｏｎＵ  Ｐｂａｇｅｏｆｔｈｅｇｒａｎｉｔｅ  ｐｏｒｐｈｙｒｙｉｓ１２９  ８２  ２Ｍａ，ｉｎｄｉｃａｔｉｎｇｔｈａｔｔｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｆｏｒｍｅｄｉｎＥａｒｌｙＣｒｅｔａｃｅｏｕｓ ＩｔｓＳｉＯ２ａｎｄＡｌ２Ｏ３ｃｏｎｔｅｎｔｓｒａｎｇｅ６８  ０３％～７４  ３２％ａｎｄ１３  ０６％～１４  ５５％，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ ＴｈｅＮａ２Ｏ／Ｋ２Ｏｒａｔｉｏｓｒａｎｇｅ０  ４５～０  ８６，ＡＳＩｖａｌｕｅｓｆｒｏｍ０  ９４ｔｏ１  １１（ｍｏｓｔｌｙ＜１  １），ａｎｄｔｈｅＭｇ＃ｉｎｄｅｘｆｒｏｍ１８ｔｏ４２（ｍｏｓｔｌｙ＜３０） ＴｈｅＲＥＥｃｏｎｔｅｎｔｉｓｂｅｔｗｅｅｎ１６０  ００１０－６ａｎｄ２３５  １５１０－６，ｗｉｔｈδ Ｅｕｏｆ０  ３１～０  ５２（ａｖｅｒａｇｅ０  ４１）ａｎｄ（Ｌａ／Ｙｂ）Ｎｒａｔｉｏｓｏｆ８  ９９～１７  ８７（ａｖｅｒａｇｅ１３  ８２） ＴｈｅＥａｓｔＬｕｏｇｕｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｉｓｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄｂｙｌｏｗ  Ｓｒ（１１８１０－６～２６８１０－６），ｈｉｇｈ  Ｙ（１６  ９１０－６～２６  １１０－６，ｇｅｎｅｒａｌｌｙ＞１８１０－６），ａｎｄｌｏｗＳｒ／Ｙｒａｔｉｏｓ（５  ６２～１３  ８１） ＴｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｉｓｅｎｒｉｃｈｅｄｉｎＲｂ，Ｔｈ，Ｕ，Ｋ，Ｚｒ，ＨｆａｎｄＬＲＥＥ（ｅ  ｇ Ｌａ，Ｃｅ，ＮｄａｎｄＳｍ），ｂｕｔｓｔｒｏｎｇｌｙｄｅｐｌｅｔｅｄｉｎＢａ，Ｓｒ，ＰａｎｄＴｉ，ｗｉｔｈｎｏｔａｂｌｅｄｅｐｌｅｔｉｏｎｏｆＮｂａｎｄＴａ Ｔｈｅｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌｓｉｇｎａｔｕｒｅｓａｂｏｖｅａｒｅｓｉｍｉｌａｒｔｏｔｈｏｓｅｏｆｐｏｓｔ  ｃｏｌｌｉｓｉｏｎａｌｇｒａｎｉｔｏｉｄｓ，ｓｕｇｇｅｓｔｉｎｇｔｈａｔｔｈｅＥａｓｔＬｕｏｇｕｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｃａｎｂｅｃｌａｓｓｉｆｉｅｄｉｎｔｏｔｈｅｇｒｏｕｐｏｆｐｏｓｔ  ｃｏｌｌｉｓｉｏｎａｌｇｒａｎｉｔｅｓ Ｔｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｈａｓｌｏｗｉｎｉｔｉａｌ８７Ｓｒ／８６Ｓｒｒａｔｉｏ（０  ７０２４８６～０  ７０７２６９，ａｖｅｒａｇｅ０  ７０５４３４），ｃｌｅａｒｎｅｇａｔｉｖｅε Ｎｄ（ｔ）ｖａｌｕｅ（－３  ４５～－２  ６４，ａｖｅｒａｇｅ－３  ０１），ｙｏｕｎｇＮｄ  ｍｏｄｅｌａｇｅ（９６９～１１３１Ｍａ，ａｖｅｒａｇｅ１０１８Ｍａ），ａｎｄｅｘｔｒｅｍｅｌｙｌｏｗδ １８Ｏｒａｔｉｏ（－８  １ ‰ ｔｏ４  １ ‰ ｆｏｒＫ  ｆｅｌｄｓｐａｒ） Ａｎｄｔｈｅ２０６Ｐｂ／２０４Ｐｂ（１８  ５９３９～１８  ６７２１，ａｖｅｒａｇｅ１８  ６４２６），２０７Ｐｂ／２０４Ｐｂ（１５  ６０１９～１５  ６０５８，ａｖｅｒａｇｅ１５  ６０３５）ａｎｄ２０８Ｐｂ／２０４Ｐｂ（３８  ４０５８～３８  ５２４９，ａｖｅｒａｇｅ３８  ４６１３）ｒａｔｉｏｓｆｏｒＫ  ｆｅｌｄｓｐａｒａｒｅｒｅｌａｔｉｖｅｌｙｈｉｇｈ  ＴｈｅＮｄ  Ｓｒ  Ｐｂ  Ｏｉｓｏｔｏｐｅｓｙｓｔｅｍａｔｉｃｓｓｈｏｗｓｔｈａｔｔｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｏｒｉｇｉｎａｔｅｄｆｒｏｍｐａｒｔｉａｌｍｅｌｔｉｎｇｏｆａｓｏｕｒｃｅｗｉｔｈｒｅｍａｒｋａｂｌｅｍａｎｔｌｅ  ｄｅｒｉｖｅｄｃｏｍｐｏｎｅｎｔｓ ＴｈｅｓｏｕｒｃｅｉｓｌｉｋｅｌｙｔｈｅｊｕｖｅｎｉｌｅｃｒｕｓｔｆｏｒｍｅｄｄｕｒｉｎｇｔｈｅｃｏｎｖｅｒｇｅｎｃｅｏｆＲｏｄｉｎｉａｓｕｐｅｒｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｔｔｈｅｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｆｒｏｍＭｅｓｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃｔｏＮｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃ ＧｉｖｅｎｔｈａｔｔｈｅＰａｌｅｏ  ＡｓｉａｎＯｃｅａｎｗａｓｆｉｎａｌｌｙｃｌｏｓｅｄａｔｔｈｅｅｎｄｏｆＬａｔｅＰａｌｅｏｚｏｉｃ，ｆｏｌｌｏｗｅｄｂｙｃｌｏｓｉｎｇｏｆｔｈｅＭｏｎｇｏｌ  ＯｋｈｏｔｓｋＯｃｅａｎｄｕｒｉｎｇＰｅｒｍｉａｎ  ＭｉｄｄｌｅＪｕｒａｓｓｉｃ，ｔｈｅＥａｓｔＬｕｏｇｕｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｏｆＥａｒｌｙＣｒｅｔａｃｅｏｕｓａｇｅｍｕｓｔｂｅｆｏｒｍｅｄｉｎｔｈｅｃｏｌｌｉｓｉｏｎｒｅｇｉｍｅｂｅｔｗｅｅｎｔｈｅＳｉｂｅｒｉａａｎｄＭｏｎｇｏｌ  Ｓｉｎｏｋｏｒｅａｃｏｎｔｉｎｅｎｔｓ，ｅｓｐｅｃｉａｌｌｙｉｎａｔｅｃｔｏｎｉｃｔｒａｎｓｉｔｉｏｎｓｅｔｔｉｎｇｆｒｏｍｃｏｍｐｒｅｓｓｉｏｎｔｏｅｘｔｅｎｓｉｏｎ  ＫｅｙｗｏｒｄｓＥａｓｔＬｕｏｇｕｈｅＥａｒｌｙＣｒｅｔａｃｅｏｕｓｇｒａｎｉｔｅ；ＺｉｒｃｏｎＳＨＲＩＭＰＵ  Ｐｂａｇｅ；Ｅｌｅｍｅｎｔｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ；Ｉｓｏｔｏｐｅｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ；ＧｒｅａｔＨｉｎｇｇａｎＲａｎｇｅ１０００  ０５６９／２００９／０２５（０２）  ０２３３  ４７ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ岩石学报   本文得到国家９７３计划（２００６ＣＢ４０３５０８）、国家自然科学基金项目（４０７７２０５５）和国家科技支撑计划项目（２００７ＢＡＢ２５Ｂ０３）的资助．第一作者简介武广，男，１９６５年生，博士，研究员，矿床学和地球化学专业，Ｅ  ｍａｉｌｗｕｇｕａｎｇ＠ｇｉｇ．ａｃ．ｃｎ通讯作者陈衍景，男，１９６２年生，博士，教授，矿床学专业，Ｅ  ｍａｉｌｙｊｃｈｅｎ＠ｐｋｕ．ｅｄｕ．ｃｎ摘要大兴安岭北端漠河县洛古河东岩体主要岩石类型为二长花岗斑岩、正长花岗斑岩和石英二长斑岩，内部可见闪长质微粒包体，属高钾钙碱性Ｉ型花岗岩。花岗岩的元素地球化学和锆石ＳＨＲＩＭＰ铀 铅年代学研究结果表明，洛古河东岩体形成于早白垩世，其花岗斑岩体的锆石ＳＨＲＩＭＰ铀 铅年龄为１２９  ８２  ２Ｍａ。花岗岩的ＳｉＯ２含量介于６８  ０３％～７４  ３２％之间，Ａｌ２Ｏ３含量介于１３  ０６％～１４  ５５％之间，Ｎａ２Ｏ／Ｋ２Ｏ介于０  ４５～０  ８６之间，铝饱和指数为０  ９４～１  １１，Ｍｇ＃指数介于１８～４２之间且多小于３０。稀土元素总量为１６０  ００１０－６～２３５  １５１０－６， δ Ｅｕ介于０  ３１～０  ５２，（Ｌａ／Ｙｂ）Ｎ介于８  ９９～１７  ８７，为轻稀土富集型。岩体Ｓｒ含量低，介于１１８１０－６～２６８１０－６之间，而Ｙ含量高，介于１６  ９１０－６～２６  １１０－６之间，Ｓｒ／Ｙ比值低，介于５  ６２～１３  ８１之间，属低锶高钇型岩石。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图中，Ｒｂ、Ｔｈ、Ｕ、Ｋ、Ｚｒ、Ｈｆ和轻稀土元素（如Ｌａ、Ｃｅ、Ｎｄ和Ｓｍ等）富集，Ｂａ、Ｓｒ、Ｐ和Ｔｉ等元素强烈亏损，Ｎｂ和Ｔａ具有中等 弱亏损。主量、稀土和微量元素特征表明，岩石具后碰撞花岗岩类的地球化学特征，属后碰撞花岗岩。岩体 ε Ｎｄ（ｔ）值介于－３  ４５～－２  ６４，平均－３  ０１；亏损地幔Ｎｄ模式年龄介于９６９～１１３１Ｍａ之间，平均１０１８Ｍａ；锶初始比值（ＩＳｒ）介于０  ７０２４８６～０  ７０７２６９之间，平均０  ７０５４３４；钾长石２０６Ｐｂ／２０４Ｐｂ、２０７Ｐｂ／２０４Ｐｂ和２０８Ｐｂ／２０４Ｐｂ比值变化范围分别为１８  ５９３９～１８  ６７２１、１５  ６０１９～１５  ６０５８和３８  ４０５８～３８  ５２４９，平均值分别为１８  ６４２６、１５  ６０３５和３８  ４６１３；岩体中的钾长石氧同位素组成很低， δ １８Ｏ（ ‰）值介于－８  １～４  １之间，多为负值，表明洛古河东岩体为低１８Ｏ花岗岩。Ｎｄ、Ｓｒ、Ｐｂ和Ｏ同位素组成显示洛古河东岩体形成于含有较多幔源成分的源区物质的部分熔融作用，推测源区主要为Ｒｏｄｉｎｉａ超大陆会聚过程中（中元古代新元古代之交）形成的初生地壳。由于古亚洲洋和蒙古 鄂霍茨克洋分别于古生代末期和二叠纪中侏罗世闭合，因此大兴安岭北端早白垩世花岗岩应该形成于中朝 蒙古大陆与西伯利亚大陆碰撞造山过程的后碰撞阶段。关键词洛古河东早白垩世花岗岩；锆石ＳＨＲＩＭＰ铀 铅年龄；元素地球化学；同位素地球化学；大兴安岭中图法分类号Ｐ５８８．１２１；Ｐ５９７．３大兴安岭是我国东北重要的银、铅、锌、铜、钼多金属成矿带（徐贵忠等，１９９８；李长珠，１９９９；祁进平等，２００５），亦是我国１６个重点矿产勘查区之一，但北端找矿进展缓慢，而邻国却大矿聚集，原因是我国境内基础地质研究薄弱，很多重要地质问题认识分歧，制约了找矿部署。研究区大地构造位置特殊、地质作用复杂，既是古亚洲洋造山带的一部分（任纪舜等，１９９０；马醒华等，１９９３；赵越等，１９９４），又毗邻蒙古 鄂霍茨克造山带（Ｚｈａｏｅｔａｌ  ，１９９０；Ｚｏｎｅｎｓｈａｉｎｅｔａｌ  ，１９９０；李锦轶，１９９８；李锦轶等，２００４ａ），还被作为滨太平洋成矿域；中生代期间又先后经受蒙古 鄂霍茨克造山带造山过程和大兴安岭构造 岩浆活动的影响（李锦轶等，２００４ａ；武广等，２００５，２００６，２００７，２００８ａ）。那么，究竟研究区是什么背景、性质的成矿带应以何种模式指导地质调查和找矿我们认为，解决上述问题的关键是要查明大兴安岭中生代岩浆岩成因及其形成的构造背景。目前主要有２种认识其一，认为大兴安岭中生代岩浆岩与东侧太平洋板块俯冲有关（蒋国源和权恒，１９８８；赵国龙等，１９８９；马家骏和方大赫，１９９１；邓晋福等，１９９６；朱勤文等，１９９７；吴福元等，２０００）；第二种观点认为与北部蒙古 鄂霍茨克海向南的俯冲有关（Ｗａｎｇｅｔａｌ  ，２００２），或与兴 蒙造山带的造山后演化有关（吴福元等，１９９９；Ｆａｎｅｔａｌ  ，２００３；林强等，２００４）。洛古河东岩体位于大兴安岭北端，紧邻蒙古 鄂霍茨克造山带，又是大兴安岭中生代岩浆岩的组成部分。因此，洛古河东花岗岩的研究可能是解决这一问题的突破口。本文通过黑龙江省漠河地区洛古河东岩体的岩石地球化学、ＳＨＲＩＭＰ锆石Ｕ  Ｐｂ定年和Ｓｒ、Ｎｄ、Ｐｂ、Ｏ同位素研究，确定以洛古河东岩体为代表的早白垩世花岗岩属后碰撞花岗岩，主要是中元古代末期新元古代初期形成的年轻地壳物质与古陆壳物质一起部分熔融的产物，同时有少量地幔物质的加入，形成于中朝 蒙古大陆与西伯利亚大陆碰撞造山过程的挤压向伸展转变期，即后碰撞阶段。进而确定研究区主要属于蒙古 鄂霍茨克造山 成矿带的一部分。１区域地质背景漠河地区位于大兴安岭的最北端，大地构造位置属于额尔古纳地块上黑龙江前陆盆地（和政军等，２００３；李锦轶等，２００４ｂ）。盆地西南侧为额尔古纳隆起区，由古元古界兴华渡口群、新元古界佳疙瘩组、下寒武统额尔古纳河组中 浅变质岩及晋宁期、兴凯 萨拉伊尔期、晚华力西期和印支期侵入岩组成（内蒙古自治区地质矿产局，１９９１；黑龙江省地质矿产局，１９９３；武广等，２００５，２００８ａ）。中生代期间，上黑龙江前陆盆地沉积一套陆相碎屑岩建造，自下而上被划分为下 中侏罗统绣峰组、中侏罗统二十二站组和漠河组（黑龙江省地质矿产局，１９９３）。伴随着蒙古 鄂霍茨克洋闭合和蒙古 华北大陆与西伯利亚大陆的碰撞，上黑龙江前陆盆地的陆缘碎屑岩地层变形、变质，形成漠河逆冲 推覆构造和韧性剪切带，并造成泥盆系结晶灰岩、泥灰岩呈飞来峰形式覆盖在中生代碎屑岩之上（Ｌｉｅｔａｌ  ，１９８２；李锦轶，１９９８；Ｒｅｎｅｔａｌ  ，１９９９；李锦轶等，２００４ａ；武广等，２００６，２００８ｂ）。燕山期侵入岩多呈小岩株、岩枝状产出，主要分布于洛古河东、８５７  ２高地和北极村西南一带（图１）。可划分出花岗闪长（斑）岩系列和花岗（斑）岩系列。花岗闪长岩系列以北极村西南岩体为代表，形成于晚侏罗世（武广等，２００８ａ）；花岗岩系列以洛古河东岩体为代表，形成于早白垩世。４３２ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ岩石学报２００９，２５（２）图１漠河地区地质简图（据黑龙江省地质矿产局，１９９３改编）Ｆｉｇ．１ＧｅｏｌｏｇｉｃａｌｓｋｅｔｃｈｍａｐｏｆＭｏｈｅａｒｅａｉｎｔｈｅｎｏｒｔｈｅｒｎＧｒｅａｔＨｉｎｇｇａｎＲａｎｇｅ（ｍｏｄｉｆｉｅｄｆｒｏｍｔｈｅＢｕｒｅａｕｏｆＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＭｉｎｅｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓｏｆＨｅｉｌｏｎｇｊｉａｎｇＰｒｏｖｉｎｃｅ，１９９３）２岩相学特征洛古河东岩体位于漠河县西北８０ｋｍ处的郎林山一带，由３个岩枝组成，侵入于下寒武统额尔古纳河组和中侏罗统漠河组，出露面积约１  ５ｋｍ２。主要岩石类型为二长花岗斑岩、正长花岗斑岩和石英二长斑岩。二长花岗斑岩和正长花岗斑岩呈浅黄灰色，中细粒斑状结构。岩石中有微粒包体，呈浑圆状，大小在３～１２ｃｍ，主要成分为长石和黑云母，矿物颗粒多在０  ５ｍｍ以下，包体与寄主岩石边界清晰，可见很细的暗色冷凝边。镜下观察，岩石呈斑状花岗结构、文象结构。斑晶总量可达岩石的４０％，成分有斜长石、钾长石、石英和黑云母。斜长石斑晶呈自形、半自形板状，有连晶，可见卡式双晶和聚片双晶，但不发育，有的受交代影响，双晶纹变模糊，大小在０  ５～２  ５ｍｍ，含量约１５％；钾长石斑晶呈半自形板状，具卡式双晶及微条纹，有的为隐纹长石，有交代斜长石和黑云母现象，在晶体外侧或边缘常见文象状矿物交生体，大小在０  ５～３  ０ｍｍ，含量约１２％；石英圆粒状、不规则粒状，有少许裂纹及微裂纹，在其周边普遍发育文象状交生体，大小在０  ３～１  ４ｍｍ，含量８％左右；黑云母自形、半自形片状，具棕褐 淡黄多色性，部分有绿泥石化及绿帘石化，更有少量晶体被榍石交代呈其假象，大小在０  ３～１  ２ｍｍ，含量５％左右。基质占总量的６０％，主要由斜长石、钾长石和石英微晶组成，微晶大小在０．０２～０．３ｍｍ，呈微花岗结构及文象结构。副矿物除榍石外，尚见磷灰石。石英二长斑岩，岩石呈黄褐色，新鲜面呈灰白色，亦可见暗色微粒包体。斑状结构，基质具微花岗结构。斑晶含量占４０％，成分有斜长石、石英和黑云母。斜长石多半自形板状，大小在０  ５～４ｍｍ，一般为１～２ｍｍ，有的晶体见聚片双晶，绝大多数晶体已不同程度绢云母化，含量２６％～３０％；石英他形浑圆状，有裂纹，有的晶体周围有环边，部分晶体内见黑云母包晶，晶体大小多数在１～４ｍｍ之间，含量２％～４％；黑云母自形 半自形片状，大小在０  ５～３  ５ｍｍ，几乎完全蚀变分解为绿泥石和铁质，含量８％～１０％。基质含量占总量的６０％，由０  １ｍｍ以下的长石、石英和黑云母微晶组成。３样品和分析方法在野外分别对洛古河东３个早白垩世岩体采集新鲜、无蚀变的岩石。将样品破碎至２００目以下之后进行元素和同位素分析。主量、稀土和微量元素由国土资源部廊坊地球物理地球化学勘查研究所测试。其中全岩主量元素采用ＸＲＦ分析，稀土和微量元素采用ＩＣＰ  ＭＳ分析。主量元素分析精度优于３％、稀土和微量元素分析精度优于５％。Ｐｂ、Ｓｒ和Ｎｄ同位素由中国地质科学院地质研究所同位素开放实验室测试。Ｐｂ同位素测试对象是相应样品中的钾长石。通过阴离子交换树脂提取Ｐｂ，质谱测试采用Ｔｌ作为内标进行质量分馏校正，在英国ＮｕＩｎｓｔｒｕｍｅｎｔ公司生产的高分辨多接收等离子质谱仪（ＮｕＰｌａｓｍａＨＲ）上进行，以ＮＢＳ９８１标准校准仪器，测定过程中随时测定ＮＢＳ９８１来监控５３２武广等大兴安岭北端洛古河东花岗岩的地球化学、ＳＨＲＩＭＰ锆石Ｕ  Ｐｂ年龄和岩石成因仪器，每一组数据由２０个扫描构成，Ｈｇ干扰通过测定２０２Ｈｇ扣除，所获得的Ｐｂ同位素比值分析误差小于０  ０５％。Ｒｂ、Ｓｒ和总稀土分离采用ＡＧ５０Ｗ８阳离子交换树脂，Ｓｍ和Ｎｄ的分离提纯采用Ｐ５０７萃淋树脂。采用ＨＤＥＨＰ交换柱分离Ｎｄ，收集含Ｎｄ部分的解析液进行质谱测定。同位素稀释质谱测定８７Ｒｂ、８６Ｓｒ、１４７Ｓｍ和１４４Ｎｄ含量。８７Ｒｂ／８６Ｓｒ和１４３Ｎｄ／１４４Ｎｄ比值用质谱仪直接测定。质谱分析在装有可调多接收器的ＭＡＴ２６１质谱计上完成，８７Ｒｂ／８６Ｓｒ和Ｎｄ同位素比值用８６Ｓｒ／８８Ｓｒ＝０  １１９４和１４６Ｎｄ／１４４Ｎｄ＝０  ７２１９作质量分馏校正。实验室对Ｓｒ标样ＮＢＳ９８７测定结果为８７Ｓｒ／８６Ｓｒ＝０  ７１０２５２，对Ｎｄ标样ＧＢＷ０４４１９测定结果为１４３Ｎｄ／１４４Ｎｄ＝０  ５１２７２５１０，对实验室内部标准样ＪＭ（Ｎａ２Ｏ３）的分析结果为１４３Ｎｄ／１４４Ｎｄ＝０  ５１１１２５８。８７Ｒｂ／８６Ｓｒ和１４３Ｎｄ／１４４Ｎｄ的测试精度优于２％和０  ５％。Ｒｂ  Ｓｒ全流程空白本底约为１１０－１０ｇ，Ｓｍ  Ｎｄ全流程空白本底为５１０－１１ｇ。氧同位素由中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室测试。数据通过ＢｒＦ５分析方法获得，质谱仪型号为ＭＡＴ２５１ＥＭ，分析精度为０  ２ ‰。花岗岩ＳＨＲＩＭＰ锆石Ｕ  Ｐｂ定年样品采自洛古河东岩体内的中细粒花岗斑岩。锆石由沈阳地质矿产研究所地质实验组按常规重力和磁选方法分选，为保证各粒级锆石颗粒的完整性，将重约１０ｋｇ的岩石经过粗碎及中碎，将粉碎后的样品分粒级进行淘洗。在双目镜下对所选锆石观察发现，锆石呈淡黄色，金刚 玻璃光泽，无包体，多数为长柱状，柱体发育，多数锥体发育不好，长宽比可达５ １，晶体大者０  １５０  ０７ｍｍ，一般０  ０８０  ０４ｍｍ。最后，将锆石与数粒ＲＳＥＳ参考样ＴＥＭ置于环氧树脂中，磨制约一半大小，使锆石内部暴露，用于阴极发光和ＳＨＲＩＭＰＵ  Ｐｂ分析。锆石阴极发光研究在中国科学院地质与地球物理研究所电子探针研究室完成，ＳＨＲＩＭＰＵ  Ｐｂ分析在中国地质科学院地质研究所ＳＨＲＩＭＰ Ⅱ 上完成，样品分析流程及原理参见Ｗｉｌｌｉａｍｓ（１９９８）和Ｎｅｌｓｏｎ（１９９９）。应用ＲＳＥＳ参考锆石ＴＥＭ（４１７Ｍａ）进行元素间的分馏校正，应用ＳＬ１３（年龄为５７２Ｍａ，Ｕ含量２３８１０－６）标定样品的Ｕ、Ｔｈ和Ｐｂ含量。数据处理采用ＬｕｄｗｉｎｇＳＱＵＩＤ１  ０及ＩＳＯＰＬＴ程序。应用实测２０４Ｐｂ校正锆石中的普通铅。采用年龄为２０６Ｐｂ／２３８Ｕ年龄。４ＳＨＲＩＭＰ锆石Ｕ  Ｐｂ年龄锆石阴极发光图像显示，中细粒花岗斑岩ＭＬ  １样品中大多数锆石晶体形态较好，呈单锥或双锥状，具清楚的生长韵律环带（图２），表明锆石是岩浆成因。锆石ＳＨＲＩＭＰ分析结果见表１。可以看出，花岗斑岩的Ｕ和Ｔｈ含量分别介于３２１１０－６～３５７０１０－６和２１６１０－６～７５３６１０－６之间。经计算，花岗斑岩的Ｔｈ／Ｕ比值变化相对较大（介于０  ０９～２  １１之间，平均０  ９３），除ＭＬ１  ３  １点外，Ｔｈ／Ｕ比值都大于０  １。研究表明，岩浆型锆石的Ｔｈ／Ｕ比值大于０  １，而且各锆石的Ｔｈ和Ｕ之间具有正相关关系（Ｃｌａｅｓｓｏｎｅｔａｌ  ，２０００）。据此认为研究区花岗岩类中的锆石为岩浆型锆石。图２洛古河东岩体花岗斑岩中部分锆石的形态及分析点位图Ｆｉｇ．２Ｃａｔｈｏｄｏｌｕｍｉｎｅｓｃｅｎｃｅ（ＣＬ）ｉｍａｇｅｓｏｆｚｉｒｃｏｎｓｆｒｏｍｇｒａｎｉｔｅ  ｐｏｒｐｈｙｒｙｏｆｔｈｅＥａｓｔＬｕｏｇｕｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎ．ＣｉｒｃｌｅｓｉｎｚｉｒｃｏｎｃｒｙｓｔａｌｓｉｎｄｉｃａｔｅｐｏｓｉｔｉｏｎｓｏｆＳＨＲＩＭＰａｎａｌｙｔｉｃａｌｓｉｔｅｓ．１－２．１Ｎｕｍｂｅｒｏｆａｎａｌｙｚｅｄｓｐｏｔ６３２ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ岩石学报２００９，２５（２）表１洛古河东岩体ＳＨＲＩＭＰ锆石Ｕ  Ｐｂ分析结果Ｔａｂｌｅ１ＺｉｒｃｏｎＵ  ＰｂＳＨＲＩＭＰｄａｔａｆｏｒｔｈｅＥａｓｔＬｕｏｇｕｈｅｉｎｔｒｕｓｉｏｎｆｒｏｍＭｏｈｅａｒｅａ测试点２０６Ｐｂｃ（％）Ｕ（１０－６）Ｔｈ（１０－６）２３２Ｔｈ２３８Ｕ２０６Ｐｂ （１０－６）２０６Ｐｂ２３８Ｕ年龄（Ｍａ）２０７Ｐｂ ２０６Ｐｂ（％）２０７Ｐｂ ２３５Ｕ（％）２０６Ｐｂ ２３８Ｕ（％）ＭＬ１  １  １０  ３８３５７０７５３６２  １８６４  ２１３３  ０３  ６０  ０５００（２  ３）０  １４３７（３  ６）０  ０２０８４（２  ７）ＭＬ１  ２  １３  １５３２１４２０１  ３５５  ８６１３１  １４  ２０  ０８４０（１８）０  ２３７０（１９）０  ０２０５５（３  ２）ＭＬ１  ３  １１  ４０２５２５２１６０  ０９４５  ３１３１  ５３  ６０  ０４３４（５  ２）０  １２３３（５  ８）０  ０２０６１（２  ８）ＭＬ１  ３  ２０  ４４１８５２１１７７０  ６６３２  ２１２８  ５３  ５０  ０４９１（４  １）０  １３６３（５  ０）０  ０２０１３（２  ８）ＭＬ１  ４  １１  ２８１４９１７４００  ５１２６  ３１２９  ６３  ５０  ０４４６（５  ７）０  １２４８（６  ３）０  ０２０３０（２  ８）ＭＬ１  ５  １１  ６１４０７６２４１  ５９６  ７９１２２  １３  ７０  ０５７４（１１）０  １５１０（１２）０  ０１９１２（３  ０）ＭＬ１  ６  １２  ８４３９４３７２０ 

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大兴安岭北端洛古河东花岗岩的地球化学、SHRIMP锆石U-Pb年龄和岩石成因（武广,陈衍景,赵振华,赵太平,李之彤,张哲《岩石学报》2009.2）.pdf

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