内蒙古艾力格庙地区卫境岩体的地球化学特征及其构造意义

刘金宝1,2, 朱洛婷3, 李龙雪4, 侯青叶4

（1.内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室,内蒙古 呼和浩特 010020；2.内蒙古自治区地质调查研究院,内蒙古 呼和浩特 010020；3.安徽省自然资源厅,安徽 合肥 230031；4.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083）

(资料图片仅供参考)

摘    要

艾力格庙地区位于索伦山—西拉木伦古生代结合带北部,是研究兴蒙造山带的重要地区之一。前人主要针对该区古生代的构造演化、岩浆岩及沉积岩开展了大量研究,很少针对早中生代岩浆岩开展相关研究工作。本次研究选择卫境岩体开展了详细的岩石学、年代学和地球化学研究。结果表明卫境钾长花岗岩形成于早白垩世(144.7 Ma),岩石属于准铝质高钾钙碱性;富硅富碱,相对富铁贫镁,钙铝偏低;具有较低的(87Sr/86Sr)i值,较高的εNd(t)和εHf(t)值,具有A型花岗岩的地球化学特征。其源区主要为来自亏损地幔新增生的地壳物质,形成于板内伸展构造环境。

关键词

钾长花岗岩; 地球化学; 年代学; 卫境岩体; 艾力格庙; 内蒙古

0 引  言

艾力格庙地区位于内蒙古自治区锡林郭勒盟苏尼特右旗西部,属戈壁丘陵地带。根据《内蒙古自治区区域地质志》①(① 内蒙古自治区地质调查院.内蒙古自治区区域地质志.呼和浩特:内蒙古自治区地质调查院,2018.)大地构造分区(图1(a)),艾力格庙地区位于古生代对接或结合带(Ⅱ),索伦山—西拉木伦古生代结合带(Ⅱ-1),白音查干—索伦山俯冲增生楔(Ⅱ-1-1)。该地区具有复杂的地壳结构,是研究兴蒙造山带的重要地区之一。

图1   卫境岩体地质简图(据1：20万区域地质图绘制)

(a)图中:Ⅰ-2. 兴蒙古生代造山带;Ⅰ-2-4. 二连—贺根山晚泥盆世—早石炭世蛇绿混杂岩(叠接)带;Ⅱ-1. 索伦山—西拉木伦古生代结合带;Ⅱ-1-1. 白音查干—索伦山俯冲增生楔;Ⅱ-2. 上叠盆地;Ⅱ-2-1. 二连浩特新生代坳陷盆地;Ⅱ-2-2. 川井中、新生代坳陷。(b)图中:1. 第四系;2. 阿巴嘎组玄武岩;3. 新近系;4. 白垩系巴彦花组;5. 二叠系西里庙组;6. 新元古界艾力格庙组;7. 石炭纪石英闪长岩;8. 石炭纪闪长岩;9. 二叠纪辉长闪长岩;10. 二叠纪花岗岩;11. 白垩纪花岗岩;12. 采样位置及编号

研究区位于兴蒙造山带内艾力格庙地区。在晚古生代时期,研究区的华北板块和南蒙微板块已经对接,造山作用结束。在中生代时期就进入了大规模造山后作用阶段[1-3],并产生了一系列的岩浆活动。在侏罗纪时期兴蒙造山带内的造山活动结束。燕山期兴蒙造山带的大地构造发生转折[4-5],从古亚洲洋构造体系进入到环太平洋构造体系和蒙古—鄂霍次克构造体系的演化阶段[4,6-10]。因此,研究区在中生代经历了构造体制的转换,其构造环境比较复杂。

前人针对该区的构造演化、岩浆岩及沉积岩的研究主要集中在晚古生代和早古生代,研究成果表明华北板块与南蒙微板块之间的缝合带位于艾力格庙到苏尼特左旗南一线[11-12],初步建立了兴蒙造山带早、晚古生代的构造单元[13],提供了从中古生代造山带挤压过程向晚古生代伸展过程构造转化的沉积响应证据[14],揭示了从早中古生代年轻造山带形成到晚古生代伸展作用过程中的变化[15]。但现有研究很少有针对研究区早中生代岩浆岩而开展的相关的研究工作[16]。

本文选择艾力格庙西12 km处出露的白垩纪卫境岩体进行系统的岩石学、锆石U-Pb年代学、地球化学研究,以期探讨研究区卫境岩体的形成时代、物质来源以及构造环境,对艾力格庙地区及兴蒙造山带晚中生代构造演化研究具有重要意义。

1 区域地质概况

艾力格庙地区位于兴蒙造山带西段。该区出露的地层单元主要包括新元古代艾力格庙群(Pt3al)、晚古生代二叠纪西里庙组(P1x)、中生代白垩系巴彦花组(K1b)及新生代地层(图1(b))。

艾力格庙群(Pt3al)出露于研究区西部和东部,为浅色调中浅变质岩,主要有白色大理岩、变质晶屑凝灰岩与绢云石英片岩,夹石英片岩、石英岩、长英砂岩、粉砂岩,局部发育有凝灰岩和少量流纹岩,呈不等厚相间产出。

西里庙组(P1x)见于研究区中南部,主要有片理化变质流纹岩、变质晶屑凝灰岩、流纹斑岩,晶屑凝灰岩、千枚状炭质板岩、白色大理岩、石英岩、硅化灰岩、变质流纹岩及凝灰质砂砾岩,夹板岩,形成巨厚的火山-沉积岩系。

巴彦花组(K1b)主要出露于研究区东南部,由粉砂岩、泥质粉砂岩、泥组成。

新生代地层主要分布于研究区东南侧拗陷盆地,零星分布于中部、西部沟谷中,由松散砂砾岩、砂岩、泥岩、砂土、淤泥组成。

石炭纪侵入岩零星出露于研究区东部,包括石英闪长岩(δοC)和闪长岩(δC);二叠纪侵入岩主要出露于研究区中北部,包括辉长闪长岩((ν-δ)P)和花岗岩(γP);白垩纪花岗岩(γK)位于研究区中部和西部,是本文研究重点,分布面积较小,侵入于西里庙组与二叠纪辉长闪长岩和花岗岩中。

喷出岩零星见于研究区西部,为晚更新世阿巴嘎组玄武岩。

2 卫境岩体地质和岩相学特征

卫境岩体位于白音查干—索伦山俯冲增生楔内,艾力格庙西12 km处,乌兰察布市四子王旗卫境嘎查附近(图1(b)),出露面积约为50 km2,受南北向断层控制,呈岩株产出,侵入二叠系西里庙组。1：20万地质区域测量将其划为燕山晚期侵入岩,岩性为浅肉红色中粗粒似斑状黑云母花岗岩(过渡相),东侧和南侧边缘岩性为浅肉红色斑状细粒黑云母花岗岩(边缘相)[17]。

卫境岩体的主要岩性为钾长花岗岩(图2),岩体内可见闪长岩包体和正长岩包体。钾长花岗岩呈灰白色—浅肉红色,中细粒结构,块状构造。主要组成矿物有长石和石英,少量黑云母,副矿物为锆石及暗色矿物。长石主要为钾长石含量60%~75%;石英含量20%~30%;黑云母含量3%~5%,少量黑云母绿泥石化。

图2   卫境钾长花岗岩显微镜照片

Q.石英; Bt. 黑云母; Kfs. 钾长石; Zrn. 锆石

3 样品采集与分析

参与测试的岩石地球化学样品包括9件钾长花岗岩。样品较新鲜,无表皮、无脉体、无蚀变(或蚀变弱),采样位置见图1。

用于锆石阴极发光(CL)照相、锆石U-Pb年代学研究的钾长花岗岩样品(NMD33),取自距卫境嘎查南东5.4 km卫境岩体中东部天然露头处。锆石制靶与U-Pb同位素的测定完成于中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室。锆石阴极发光(CL)照相完成于中国地质科学院地质研究所电子探针实验室。锆石的分选使用常规重液和电磁方法分选获得,然后选取其中晶形较好的锆石用树脂固定制成样品靶,并磨制抛光,将锆石内部的剖面完全暴露出来进行阴极发光(CL)照相,以便选取合适的区域进行U-Pb同位素的测定。激光剥蚀系统为GeoLas 2005,该系统由波长193 nm的ComPex l02型ArF准分子激光器以及Gunthe设计的光学系统组成,ICP-MS为Agilent 7500a电感耦合等离子体质谱仪。选用激光束斑直径为32 μm,能量为70 mJ,频率为8 Hz。使用NIST 610对仪器进行最佳化控制,91500作为外标,29Si作内标。具体流程和方法参照文献[18⇓⇓-21]。

全岩主量元素和微量元素分析由河南省岩石矿物测试中心完成。FeO含量采用K2Cr2O7容量法测定,其余主量元素含量通过ZSX100eX射线荧光光谱仪测得,分析精度优于3%。使用HF-HNO3-HCl-H2SO4溶解样品粉末,采用XSERIES 2型ICP-MS进行微量元素含量测试。元素含量大于10×10-6时,精度优于5%;元素含量小于10×10-6时,分析精度优于10%。

用于Sr-Nd-Pb同位素组成测定的5件钾长花岗岩样品取自卫境岩体中北部,是在岩石薄片鉴定和地球化学测试数据初步分析处理的基础上选取的代表性样品。Sr-Nd-Pb同位素组成测定完成于核工业北京地质研究院同位素室,Sr-Nd同位素实验仪器为MAT-262热离子质谱仪(TIMS),采用同位素稀释法进行测试。Sm-Nd同位素分馏校正采用143Nd/144Nd=0.721900。Sr同位素质量分馏用88Sr/86Sr=8.37521校正,Nd同位素质量分馏校正采用143Nd/144Nd=0.721900。Pb同位素实验仪器为高分辨多接收器等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)。用NBS981标准校准仪器。

Hf同位素测试利用中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室的激光剥蚀多接收等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005和MC-ICP-MS Neptune Plus。选用激光束斑直径为44 μm,能量为100 mJ,脉冲频率为8 Hz。详尽的分析技术和实验方法参见文献[22]。标准样品选用91500和GJ-1。分析数据的离线处理采用了ICPMSDataCal程序[23]。

4 结果分析

4.1 锆石U-Pb年代学

卫境钾长花岗岩锆石无色透明,自形程度中等,多呈长柱状或短柱状,表面光滑干净,长宽比大小不一,变化范围为50 μm×50 μm到100 μm×300 μm(图3(a))。CL图像有清晰的生长环带,显示出岩浆锆石的特征,锆石U、Th含量分别介于141×10-6~886×10-6和63.5×10-6~344.0×10-6之间(表1),Th/U比值为0.29~1.22,平均为0.54,显示了岩浆锆石的特征。19个有效测点的数据均落在谐和线上或者附近区域(图3(b)),分布比较集中,其206Pb/238U加权平均年龄值为144.7 Ma ( MSWD = 2.3)。

图3   卫境钾长花岗岩中锆石阴极发光图(a)、U-Pb年龄谐和图(b)及直方图(c)

表1   卫境钾长花岗岩(NMD33)锆石U-Pb分析结果

4.2 元素地球化学特征

4.2.1 主量元素

主量元素分析结果(表2)显示,钾长花岗岩富硅,SiO2含量变化在73.27%~76.38%之间;富碱,相对富钾,Na2O+K2O含量变化在8.73%~9.40%之间,K2O/Na2O值介于1.28~1.84之间,碱度指数(AI)值变化在0.94~0.97之间,碱度率(AR)值变化在3.17~3.97之间;相对富铁、贫镁,FeOT/(FeOT+MgO)值较高,变化范围为0.85 ~ 0.88,Mg#值较低,变化范围为43.82~60.13;钙、铝偏低,CaO的含量范围为0.37% ~ 0.80%,Al2O3的含量范围为12.24%~13.08%;铝饱和指数(A/CNK)的变化范围为0.95~0.97,里特曼指数(σ)的变化范围为2.32~2.92,固结指数(SI)的变化范围为1.09~2.90,分异指数(DI)的变化范围为92.97~97.01。

表2   卫境岩体主量元素分析结果(%)

在A/CNK-A/NK图解(图4)中,样品落在准铝质边缘区域,表现为准铝质向碱质过渡。在Frost等2001年提出的SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)图解[24]中,除2件样品落在镁质区域外,其余样品均落在铁质区域(图5(a));在SiO2-(Na2O+K2O-CaO)图解中,钾长花岗岩均落在碱钙性区域(图5(b))。

图4   卫境岩体A/CNK-A/NK图解

图5   卫境岩体SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)(a)和SiO2-(Na2O+K2O-CaO)(b)图解(底图据Frost等[24])

在TAS图解中(图6(a)),卫境钾长花岗岩样品落在亚碱性系列花岗岩区域;对亚碱性系列进一步分类,在SiO2-K2O图解(图6(b))上,钾长花岗岩落入高钾钙碱性系列区域。

图6   卫境钾长花岗岩TAS图解(底图据Middlemost[25])(a)和SiO2-K2O图解(底图据Ewart[26])(b)

1.橄榄辉长岩;2.辉长岩;3.辉长闪长岩;4.闪长岩;5.花岗闪长岩;6.花岗岩;7.似长石辉长岩;8.二长辉长岩;9.二长闪长岩;10.二长岩;11.石英二长岩;12.似长石岩;13.似长石二长闪长岩;14.似长石二长正长岩;15.正长岩;16.似长石正长岩

在Harker图解(图7)中,卫境钾长花岗岩,除K2O和Na2O具有不规律特征外,其余主量元素均随着SiO2含量的增加而减少,指示卫境岩体在岩浆演化过程中发生了结晶分异作用。

图7   卫境钾长花岗岩Harker图解

可以看出,卫境钾长花岗岩属于准铝质高钾钙碱性,主量元素表现为富硅富碱,相对富铁贫镁,钙铝偏低的特征,与典型的A型花岗岩一致[27],并在岩浆演化过程中发生了结晶分异作用。

4.2.2 微量元素和稀土元素

微量元素分析结果(表3)显示,卫境钾长花岗岩相对富集Rb、Th、Pb、Nd、Zr、Gd,元素含量范围分别为Rb = 203×10-6 ~ 293×10-6,Th = 19.62×10-6 ~ 48.19 × 10-6,Pb =22.55 × 10-6 ~ 41.41×10-6,Nd = 5.30 × 10-6 ~ 25.97 × 10-6,Zr = 70 × 10-6 ~ 201 × 10-6,

Gd = 1.02×10-6 ~ 3.94 ×10-6,贫Ba、Nb、Ce、Sr、P、Ti。在原始地幔标准化蛛网图上,Ba、Nb、Ce、Sr、P、Ti呈显著的“V”型谷(图8),指示成岩过程中存在较显著的云母、斜长石、独居石、磷灰石和钛铁矿等矿物结晶分异作用。该套岩石富Ga,除两个样品外,其余6个样品的104×Ga/Al值为2.74~3.05,明显高于Whalen等1987年给出的A型花岗岩的下限值(2.60)[28],上述特征均指示卫境钾长花岗岩应属典型A型花岗岩。

表3   卫境岩体微量元素(10-6)和稀土元素(10-6)分析结果

图8   卫境钾长花岗岩的微量元素原始地幔标准化蛛网图(原始地幔数据据文献[31])(a)和稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(球粒陨石数据据文献[32])(b)

卫境钾长花岗岩稀土元素总量(∑REE)偏低(图8(a)),介于38.35×10-6~161.07×10-6之间。LREE/HREE值为7.58~24.94,(La/Yb)N值为6.26~39.39,其中轻稀土分馏程度较重稀土更加明显;(La/Sm)N和(Gd/Yb)N值分别为4.32~8.86和0.94~2.94,表现为轻稀土富集、重稀土平坦的稀土配分型式;除一个样品外,其余样品负铕异常较明显,δEu为0.56~0.95,表明成岩时的熔体-矿物体系中富含斜长石矿物相,经历了较为显著的斜长石分离结晶作用。岩石的稀土元素球粒陨石标准化配分型式曲线呈“V”型谷浅(图8(b))[29],稀土元素配分曲线向右倾,稀土组成显示了A型花岗岩REE组成的典型特点[30]。

4.3 Sr-Nd-Hf同位素组成特征

锆石Sr-Nd同位素分析结果(表4)显示,卫境钾长花岗岩的ISr值介于0.70520~0.71781之间,平均值为0.70770,147Sm/144Nd值为0.0853~0.1204,平均为0.1001,143Nd/144Nd值为0.512505~0.512590,平均为0.512545,以成岩年龄144.7 Ma计算得出的εNd(t)值介于-1.2~1.0之间,亏损地幔Nd的模式年龄(TDM)为0.7~1.1 Ga。

表4   卫境钾长花岗岩锆石Sr-Nd-Pb同位素组成

锆石Hf同位素分析结果(表5)显示,卫境钾长花岗岩的176Yb/177Hf比值范围为0.033799~0.067365,176Lu/177Hf比值范围为0.000759~0.001483,其值皆小于0.002,说明锆石中具有较少的放射成因Hf的积累,所测得的176Hf/177Hf比值可代表其初始形成时的Hf同位素组成。卫境钾长花岗岩锆石176Hf/177Hf的比值为0.282831~0.282925,相应的εHf(t)的值为5.25~8.53(图9(a)),单阶段Hf亏损地幔模式年龄(TDM)变化范围为0.5~0.6 Ma(图9(b)),两阶段Hf模式年龄变化范围为0.9~1.2 Ga。

表5   卫境钾长花岗岩(NMD33)LA-ICP-MS锆石Hf同位素分析结果

图9   白垩纪卫境钾长花岗岩中锆石Hf同位素组成(a)和锆石的Hf单阶段模式年龄直方图(b)

5 讨论

5.1 成因类型

卫境钾长花岗岩具有富硅富碱,相对富铁贫镁,钙铝偏低的特征。在主量元素对10000Ga/Al的图解(图10)中,卫境钾长花岗岩样品落在了A型花岗岩区域,进一步证明卫境钾长花岗岩为A型花岗岩。

图10   卫境钾长花岗岩主量元素A型花岗岩判别图(底图据Whalen等[28]和赵振华等[33])

A. A型花岗岩; M. M型花岗岩; I. I型花岗岩; S. S型花岗岩

在微量元素对10000Ga/Al的图解(图11)中,卫境钾长花岗岩有2件样品落在M、I和S型向A型花岗岩过渡区域,其余样品落在A型花岗岩区域。主要原因是在岩浆上升过程中,受到地壳物质的混染,改变了正常演化岩石的成分,造成根据微量元素组合进行构造背景判断的效果不佳。如岩浆混染作用增强,会造成将板块内部的花岗岩判断为M、I和S型花岗岩。

图11   卫境钾长花岗岩微量元素A型花岗岩判别图(底图据Whalen等[28]和赵振华等[33])

A. A型花岗岩; M. M型花岗岩; I. I型花岗岩; S. S型花岗岩

同时,卫境钾长花岗岩具有偏高的Zr(70×10-6~201×10-6)和Ga(13.8×10-6~20.3×10-6)等元素含量,且FeOT/(FeOT+MgO)和Ga/Al比值也较高,表现出A型花岗岩的特征[34-37]。

对其再进行细分,卫境钾长花岗岩均落在了非造山A1型花岗岩区域(图12)。大兴安岭中生代花岗岩大都是非造山A1型花岗岩。如赤峰北部地区大量出露的晚侏罗世—早白垩世侵入体,像黄岗岩体、边家大院岩体、敖仑花岩体、半拉山岩体和羊场岩体,这些岩体具有板内非造山A型花岗岩的特征,与大兴安岭地区中生代A型花岗岩的地球化学特征一致,在Nb-Y-Ce图解中,这些花岗岩类属于A1型花岗岩[14];大兴安岭中生代碱长花岗岩-碱性花岗岩组合代表性岩体,碾子山、巴尔哲等A型花岗岩亦属于A1型亚类[38];大兴安岭中生代花岗岩的不相容元素Nb-Y-Ce以及Ta-Yb图解显示花岗岩是板内花岗岩,而且大都是非造山A1型花岗岩[39]。

图12   卫境钾长花岗岩的A1、A2型花岗岩判别图解(底图据Eby[34]和赵振华等[33])

5.2 岩浆源区

卫境岩体的Sr同位素组成变化较大,平均值较低,较高的εNd(t)(图13)和εHf(t)(图14);Nd和Hf模式年龄的年龄变化范围非常一致。钾长花岗岩Sr-Nd-Hf同位素组成均落在了球粒陨石和亏损地幔之间(图14),离古老地壳Hf演化线较远。研究区的东部地区分布着大量的早中生代岩浆岩,它们也具有类似的地球化学和Sr-Nd-Hf同位素组成特征。例如:克什克腾旗黄岗钾长花岗岩也具有较低的(87Sr/86Sr)i值,较高的εNd(t)和εHf(t)值,εHf(t)值的变化范围为+5.2~+7.1[11]。阿鲁科尔沁旗半砬山花岗闪长斑岩成岩年龄为133.5 Ma,εHf(t)集中于+2~+3.5[40]。大兴安岭中生代A1型花岗岩也显示出εNd(t)正值,(87Sr/86Sr)i低值以及较低的Nd模式年龄,因此源区与显生宙地壳增生时期起源于地幔的新生地壳物质有关[38-39]。A型花岗岩的成因主要有:长英质地壳源岩的部分熔融[41],幔源基性岩石的部分熔融[42],以及富集型大陆岩石圈地幔的熔融或亏损地幔源岩浆的地壳混染[43]等不同模式。King等2001年提出按照石英-长石质源区的高温部分熔融模式来解释A型花岗岩的成因[44]。根据卫境岩体及区域上同期中酸性岩的Sr-Nd-Hf同位素组成特征,可以推测其源区应主要为来自亏损地幔新增生的地壳物质。

图13   卫境岩体的(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解

图14   卫境钾长花岗岩锆石的t-εHf(t)图解

5.3 构造环境

140~120 Ma是中国东北及其邻区A型花岗岩产出的一个重要时期,也是华北克拉通东部大规模岩石圈破坏的时期[16,45]。此时期大兴安岭中南段林西县一带发育规模较大的早中生代中性岩墙群和辉绿岩岩墙群[3,46]。在南兴安岭的林西—霍林河地区也存在一条近似平行索伦—贺根山—小兴安岭古缝合带的早白垩世中酸性火成岩带,岩石由一套钙碱性-高钾钙碱性火山岩组成,包括满克头鄂博组、玛尼吐组、梅勒图组、道特诺尔组、查干诺尔组等,具有低(87Sr/86Sr)i、高εNd(t)和低TDM[47]。中国东部晚侏罗世—早白垩世大规模岩浆活动的高峰期正值东北亚洋陆过渡带转换大陆边缘活动和地体拼贴增生的阶段[48]。前人对于整个区域上发育的晚侏罗世—早白垩世岩浆岩形成的地球动力学构造背景主要有3种观点:(1)地幔柱活动或者板内作用;(2)北部蒙古—鄂霍次克洋闭合作用;(3)东部古太平洋板块俯冲作用[16]。太平洋板块正向俯冲主要发生在早白垩世末—晚白垩世,此时中国东部的大规模岩浆活动也已结束。大规模岩浆活动的位置已经远远超过板块俯冲理论上可能达到的距离,因此难以将中国东部的岩浆活动与太平洋板块的俯冲作用相联系[45,49]。蒙古—鄂霍次克洋从二叠纪至晚侏罗世—早白垩世从西向东剪刀式逐渐关闭[6-7,50-55],于中侏罗世(~170 Ma)闭合,早白垩世进入伸展背景[56-57]。因此,该时期兴蒙造山带应处于板内伸展构造环境[3,16,48],制约于古亚洲洋闭合后的大陆伸展构造环境和闭合期壳幔相互作用形成的地幔源区[38]。

6 结 论

本次研究对内蒙古艾力格庙早白垩世卫境岩体开展了详细的岩石学、年代学及地球化学研究,并结合区域研究资料讨论了它们的源区物质组成及大地构造环境,获得的主要认识如下:

(1)卫境钾长花岗岩形成于144.7 Ma,属于早白垩世。

(2)卫境钾长花岗岩为亚碱性准铝质高钾钙碱性岩石;富硅富碱,相对富铁贫镁,钙铝偏低;具有较低的(87Sr/86Sr)i值,较高的εNd(t)和εHf(t)值,具有A型花岗岩的地球化学特征。

(3)根据卫境岩体及区域上同期中酸性岩的Sr-Nd-Hf同位素组成特征,可以推测其源区应主要为来自亏损地幔新增生的地壳物质,形成于板内伸展构造环境。

致 谢

野外工作得到了国土资源公益性行业科研专项“地壳深部物质成分识别技术”项目的资助;室内研究工作得到了河南省岩石矿物测试中心、核工业北京地质研究院同位素室、中国地质科学院地质研究所电子探针实验室,以及中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室的支持和帮助;文章撰写过程中内蒙古自治区地质调查院王忠正高级工程师、秦江东高级工程师提供了宝贵建议,审稿人提出了中肯的意见和建议,在此一并表示感谢。

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