葛茂卉 張進江 劉愷

1. 中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所， 北京 1000372. 北京大學地球與空間科學學院， 北京 1008713. 中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所， 北京 1000291.

小興安嶺-張廣才嶺位于佳木斯地塊和松嫩地塊之間，發(fā)育豐富的晚古生代至中生代巖漿巖，然而有關其形成的構造環(huán)境一直存在爭議：一種觀點認為該地區(qū)的巖漿作用產(chǎn)生于伸展環(huán)境，可能是興蒙造山帶與華北克拉通碰撞后拆沉的產(chǎn)物或是古太平洋西向俯沖的弧后伸展產(chǎn)物(Xuetal.，2009，2013b；Yuetal.，2012)；另一種觀點則認為，小興安嶺-張廣才嶺一帶處在俯沖環(huán)境下，是牡丹江洋西向俯沖過程中形成的陸緣巖漿弧(Zhouetal.，2009；Wuetal.，2011；Geetal.，2016，2017；Liuetal.，2017)。前人的研究多集中于小興安嶺-張廣才嶺的花崗巖，對其進行過大量的地球年代學和地球化學(包括同位素地球化學)等方面的研究，但是由于花崗巖形成環(huán)境具有多樣性(Maniar and Piccoli，1989)，因此仍然無法解決該地區(qū)的構造背景問題。而基性侵入巖作為小興安嶺-張廣才嶺巖漿巖帶的重要組成之一，對于研究巖漿巖的形成環(huán)境同樣具有重要的指示意義。通常認為，俯沖帶產(chǎn)生的基性巖漿往往富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場強元素，起源于俯沖洋殼和/或其上覆沉積物釋放的熔體或流體交代富集的地幔楔部分熔融，因此對于探索洋殼俯沖過程中所引起的上覆地幔楔的元素富集和部分熔融具有重要意義(Guoetal.，2015；Zhaoetal.，2019)。然而，由于小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)植被覆蓋嚴重，基性巖的露頭相對較少，因此對該地區(qū)基性巖的形成時代、巖石類型及其成因的研究相對薄弱。Yuetal.(2012)曾對小興安嶺-張廣才嶺曙光、六中溝、新村、平房和伊春等地區(qū)出露的基性-超基性侵入巖進行過相關報道，巖石類型主要為橄欖輝長巖、角閃石巖、輝長巖、角閃輝長巖、輝長閃長巖，認為其巖漿可能來源于受俯沖流體交代的虧損地幔楔的部分熔融。Zhaoetal.(2019)將小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)出露的侏羅紀基性巖與延邊地區(qū)同時代基性巖進行對比研究，進一步提出前者地幔源區(qū)的富集主要是由于深海沉積物的加入，而后者主要為陸源沉積物的部分熔融。

此外，由于巖漿巖與構造環(huán)境之間并不存在直接的對應關系(Maniar and Piccoli，1989；Barbarin，1999)。因此，僅通過巖漿巖方面的研究來限定其構造背景是遠遠不夠的，判斷區(qū)域上的構造環(huán)境問題還需要結合相關的變質(zhì)作用、沉積作用以及構造解析等多方面綜合研究。

鑒于此，本文經(jīng)過詳細的野外踏勘，選取小興安嶺-張廣才嶺鐵力地區(qū)最新發(fā)現(xiàn)的輝綠巖進行鋯石LA-ICP-MS U-Pb年代學、全巖地球化學和鋯石Hf同位素等方面的研究，厘定其形成時代、源區(qū)屬性和巖石成因。同時，綜合分析小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)的巖漿巖、變形構造、礦床特征以及黑龍江增生雜巖的已有地質(zhì)資料，全方位地探討小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)中生代期間的大地構造環(huán)境。

1 區(qū)域地質(zhì)背景與樣品描述

中國東北地區(qū)位于中亞造山帶的最東緣(圖1a)，主要由多個構造屬性不同的微陸塊組成，自西向東依次為額爾古納地塊、興安地塊、松嫩-張廣才嶺地塊、佳木斯地塊和那丹哈達地體，各地塊間分別以新林-喜桂圖縫合帶、賀根山-黑河縫合帶、牡丹江縫合帶和躍進山斷裂帶相分割(圖1b；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993；Wuetal.，2011)。

圖1 中亞造山帶構造地質(zhì)單元劃分簡圖(a,據(jù)Safonova and Santosh，2014)和中國東北地質(zhì)單元劃分簡圖(b,地質(zhì)界線據(jù)Liu et al.，2017修改；高程數(shù)據(jù)引自Ryan et al.，2009)

松嫩-張廣才嶺地塊作為東北地區(qū)重要的構造單元之一，主要由西部的大興安嶺南段，中部的松遼盆地以及東部的小興安嶺-張廣才嶺造山帶組成。其中，大興安嶺南段主要為晚古生代和中生代的巖漿巖組成，伴有少量的早古生代和新生代地層分布(黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993；Wuetal.，2011；Dongetal.，2017)。松遼盆地作為東北地區(qū)規(guī)模最大的含油氣盆地，面積達260000多平方千米，盆地基底主要由古生代至中生代花崗巖和古生代地層組成(Wuetal.，2000，2001)。近年來，松遼盆地的巖芯研究發(fā)現(xiàn)，其基底存在1830±7Ma的古元古代花崗閃長巖，并且變質(zhì)的古生代地層中含有2690Ma至500Ma的碎屑鋯石，表明該盆地可能具有前寒武紀基底(Peietal., 2007; 高福紅等，2007; Zhouetal.，2012)。

小興安嶺-張廣才嶺造山帶位于松遼盆地的東緣(圖2)，主要由大量南北向分布的巖漿巖和零星分布的晚古生代地層組成(黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993；劉愷等，2017)。這些巖漿巖類型多樣，從酸性巖、中性巖到基性-超基性巖均有發(fā)育，但尤以花崗質(zhì)巖石分布最為廣泛。近年來大量的鋯石U-Pb測年表明，小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)的巖漿巖主要形成于晚古生代至早中生代，僅有少量形成于新元古代和早古生代(劉建峰等，2008；Wuetal.，2011；Wangetal.，2012，2016；魏紅艷等，2012；Dongetal.，2017；Geetal.，2017，2018)。研究表明，這些晚古生代至中生代的中酸性巖主要巖石類型為石英閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖、正長花崗巖和少量的堿性長石花崗巖(劉愷等，2017)。地球化學數(shù)據(jù)顯示，它們主要為中鉀-高鉀鈣堿性系列，P2O5含量隨SiO2含量增加具有降低的趨勢，其A/CNK比值小于1.1，為準鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)花崗巖，表現(xiàn)出I型花崗巖的特征(Dongetal.，2017; Geetal.，2017，2018；劉愷等，2017)?；詭r-超基性巖分布較為局限(圖2)，在曙光、六中溝、新村、平房和伊春等地區(qū)有相關報道，主體沿著小興安嶺-張廣才嶺山脈呈南北向分布(Yuetal.，2012)。

圖2 小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)巖漿巖分布簡圖(據(jù)Wu et al.，2011; Yu et al.，2012修改)

本文輝綠巖樣品采自鐵力市神樹鎮(zhèn)東側(cè)約10km處，采樣點坐標為N46°56′19″、E128°27′59″(圖3)。野外觀察發(fā)現(xiàn)，輝綠巖墻的風化面為土黃色，新鮮面為灰黑色，塊狀構造，呈脈狀侵入到晚古生代花崗巖中(圖4a)。鏡下觀察顯示，輝綠巖主要礦物為斜長石、輝石、角閃石，含有少量的石英、鋯石和磁鐵礦等(圖4b, c)。其中，斜長石呈半自形長板狀，少量發(fā)生絹云母化，顆粒間被他形輝石顆粒充填構成輝綠結構，角閃石發(fā)生少量的綠泥石化。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb定年

鋯石單礦物分選由河北省廊坊市宇能(宇恒)公司完成。首先將待測年巖石樣品粉碎至80～100目，接著采用常規(guī)重選和磁選方法進行初步分選，再在雙目顯微鏡下手工挑選出鋯石顆粒。將晶型和透明度較好的顆粒整齊地粘在雙面膠上，用環(huán)氧樹脂灌注成激光樣品靶，然后拋磨至鋯石的核部出露。鋯石的反射光、透射光和陰極發(fā)光(CL)圖像在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室完成，選取有代表性的鋯石顆粒進行測年。

圖3 鐵力地區(qū)地質(zhì)圖和采樣位置(據(jù)Ge et al., 2019)

鋯石U-Pb同位素分析在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室采用激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜(LA-ICP-MS)完成。選用的質(zhì)譜儀型號為Agilent 7500ce，配套的激光剝蝕系統(tǒng)為GeoLas 2005(由193 nm 準分子激光器COMPEXPRO102和MicroLas光學系統(tǒng)組成)。激光的束斑直徑為32μm，剝蝕深度為20～40μm，能量密度為6J/cm2，剝蝕頻率為5Hz。激光剝蝕過程中，使用He作為載氣，并在離子化前加入Ar作為輔助氣。每個分析點的分析時間包括20s本底信號分析和50～60s樣品信號分析。每隔5個樣品點插入一組鋯石標樣。標準鋯石Ple?ovice(～337Ma，Slmaetal.，2008)作為鋯石U-Pb年齡校正的外標，利用標準鋯石91500(～1065Ma，Wiedenbecketal.，1995)作為監(jiān)控盲樣。鋯石微量元素的校準選用29Si作為內(nèi)部標樣，NIST SRM 610作為外部標樣，利用NIST SRM 612和614檢驗校準結果。詳細的實驗流程和儀器參數(shù)請參閱Yuanetal.(2004)。樣品的同位素比值和微量元素數(shù)據(jù)處理應用軟件GLITTER 4.4(Van Achterberghetal.，2001)，普通鉛的校正應用Andersen(2002)的方法，鋯石年齡諧和圖和加權平均值的計算應用程序ISOPLOT 3.0(Ludwig，2003)。

2.2 鋯石Lu-Hf同位素分析

鋯石原位Lu-Hf同位素分析在中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所大陸動力學實驗室采用激光剝蝕多接收杯等離子體質(zhì)譜(LA-MC-ICP-MS)完成。選用的質(zhì)譜儀型號為Neptune Plus，配套的激光剝蝕系統(tǒng)備為GeoLas 2005(由193nm 準分子激光器COMPEXPRO102和MicroLas光學系統(tǒng)組成)。本次實驗中，采用單點剝蝕模式，激光束斑大小為32μm，剝蝕頻率為8Hz，剝蝕出的氣溶膠通過載氣He運入MC-ICP-MS進行同位素分析。標準鋯石91500作為監(jiān)控標樣，并且本次測試標樣176Hf/177Hf 的比值均在0.282295±0.000020(2σ)范圍內(nèi)，與Wuetal.(2006)所報道的176Hf/177Hf比值在誤差范圍內(nèi)完全一致。詳細的分析流程和儀器操作條件可參照Wuetal.(2006)和侯可軍等(2007)。

圖4 鐵力地區(qū)輝綠巖野外和鏡下顯微照片

圖5 輝綠巖鋯石CL圖(a)和LA-ICP-MS U-Pb年齡諧和圖(b)

2.3 全巖主量和微量元素分析

全巖主量元素的前處理和分析測試在中國科學院地質(zhì)與地球物理研究所巖礦制樣與分析實驗室采用X射線熒光熔片法(XRF)完成，測試儀器為順序式X-射線熒光光譜儀(AXIOS Minerals)。樣品前處理過程中，先稱量0.6000g待測樣品放入已燒至恒重的小瓷坩堝中，然后將其置于預先加熱到～1000℃的馬沸爐內(nèi)灼燒60min，取出坩堝冷卻至室溫后，稱重，計算樣品的燒失量(LOI)。然后將測定后的樣品粉末與6.0000g已烘干的Li2B4O7溶劑在瑪瑙乳缽中研磨均勻后，轉(zhuǎn)入鉑金坩堝中，滴入NH4Br溶液(120mg/mL)5滴，并置于M-4燃氣自動熔樣機上加熱至～1060℃。熔融樣品過程中，通過使鉑金坩堝不斷旋轉(zhuǎn)從而使樣品充分熔融并混合均勻，約10min后熔體被自動倒入模具中冷卻，制成表面平整的圓餅(直徑34mm)以備測試。實驗過程中，測量國際標樣BCR-1和BCR-3，并通過重復測樣(1/10)來監(jiān)控數(shù)據(jù)質(zhì)量，元素分析精度一般優(yōu)于1%。

微量元素的前處理和測試分析在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室完成，測試儀器為電感耦合等離子體質(zhì)譜儀Agilent 7500ce。樣品前處理過程中，首先稱量烘干后的巖石粉末25mg倒入Teflon溶樣罐中，加入1.5mL濃HNO3和1.5mL濃HF溶液，加蓋置于50℃恒溫電熱板上放置一夜；第二天打開蓋子，將樣品在150℃條件下，蒸干至濕鹽狀，再加入1.5mL HF、1.5mL HNO3(VHNO3:VH2O=1:1)和 3滴HClO4，加蓋置于不銹鋼套內(nèi)，放入烘箱內(nèi)，使樣品在恒溫175℃的條件下溶解60h以上；然后將Teflon溶樣罐取出，在150℃條件下再次蒸干至濕鹽狀，然后重新加入3mL HNO3(VHNO3:VH2O=1:1)，加蓋放入不銹鋼套內(nèi)，在烘箱150℃恒溫加熱10h左右；最后將溶樣罐取出，在150℃的電熱板上蒸干至濕鹽狀，用1%的HNO3稀釋到50mL，充分搖勻，轉(zhuǎn)移到清洗后的塑料瓶內(nèi)以備檢測。實驗過程中，測量國際標樣GSR-1、GSR-3、GSR-10、DZ∑-1和空白樣品，并通過重復測樣(1/10)來監(jiān)控數(shù)據(jù)質(zhì)量，一般元素分析精度優(yōu)于5%，Nb和Ta優(yōu)于10%。

表1小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)輝綠巖鋯石LA-ICP-MSU-Pb分析結果

Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results for the diabase from the Lesser Xing’an-Zhangguangcai Range

Spot No.ThU(×10-6)Th/UIsotopic ratiosIsotopic ages (Ma)Disc.207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ208Pb232Th1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ208Pb232Th1σ(%)-01364.6416.30.880.046640.002720.190350.011550.029320.00040.008670.00034311051771018631757-5-0214.6517330.010.055180.001120.574690.013070.074610.000830.025290.00189420314618464550537-1-0428.2022150.010.057650.001590.58480.015340.073570.000630.022830.00035176246810458445662-05477.910760.440.056510.001160.635650.014220.080860.000840.023950.000544723150095015478110-06302.310130.300.05290.00350.211640.017140.029380.000440.014410.00114324157195141873289234-08227.5304.80.750.052090.00410.209350.016660.029350.000460.009320.0004528915219314186318894-12176.6283.90.620.049060.002760.195790.010820.029120.000370.008660.00033151102182918521747-2-1339.6038600.010.055620.001790.572060.016380.07460.001080.023240.000694377345911464746414-1-1448.71262.20.190.05890.002030.660280.024020.080880.000990.02370.0009956358515155016473203-15829.113020.640.056210.001270.631510.014260.080840.000580.024580.00053461374979501349111-1-16581.912440.470.058280.001450.654620.017130.08070.000820.026750.0007354039511115005534142-17261.1755.90.350.057310.001490.59020.015040.07420.000630.023130.0005850441471104614462122-18517.110120.510.057590.001380.594450.01460.074270.000710.018920.000635143747494624379133-19460.412380.370.057680.001290.646170.014690.080780.000860.02540.000565183150695015507111-20511.0964.50.530.057840.001380.65050.015850.08070.000640.025780.0005552439509105004515112-21293.410950.270.057180.001270.643460.014530.080710.000570.025030.000564993750495003500111-22287125421.130.058420.00130.603380.01360.074070.000540.021930.00039546364799461343884-23312.8714.60.440.057630.001620.650870.018810.081310.0010.027140.0007451642509125046541151-24479.715000.320.051820.00180.210080.007290.029180.00030.009190.00025278611946185218555-25368.213550.270.059110.001650.615830.01780.07460.000780.021640.0005357145487114645433115-26516.811070.470.051960.001790.218780.007350.030340.000320.008980.00021284572016193218144-27476.311200.430.0510.001690.208690.007050.029350.000290.00860.00022241591926186217343-28314.6698.20.450.059770.002850.681880.045390.081340.001690.028660.002435951085282750410571485-30132.6534.60.250.056470.004220.551390.055880.075040.002040.04020.011694711784463746612797227-4-31433.812270.350.05910.001780.608530.017660.073880.00070.017290.0004957147483114604346105-32175323700.740.019790.039220.510090.07670.070810.00140.040890.01596-772140419524418810310-5-33426.9692.20.620.049080.002150.196830.008430.028950.000330.008150.0002415178182718421645-1-34737.210820.680.052430.001690.252580.008960.034350.000570.010030.00028304512297218420265-35196.9414.20.480.050920.005240.194030.028820.029730.000560.006850.0005623728118025189413811-5-37328.1627.50.520.0490.003420.199810.016640.029260.00040.009950.000514816118514186320010-1-40124023650.520.05690.001240.588750.013320.074150.000790.021050.000524873147094615421102

表2小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)輝綠巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結果

Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) elements for the diabase from the Lesser Xing’an-Zhangguangcai Range

樣品號H15-12-4H15-12-5H15-12-6H15-12-9樣品號H15-12-4H15-12-5H15-12-6H15-12-9SiO247.3249.9446.9448.15La13.211.013.623.2 TiO21.451.131.452.13Ce32.226.432.351.1 Al2O314.8214.2014.7816.63Pr4.193.384.137.12 Fe2OT310.409.4710.4611.49Nd18.214.818.030.5 MnO0.170.160.170.16Sm3.953.413.876.74 MgO9.859.529.866.46Eu1.341.161.322.21 CaO9.988.179.938.04Gd4.333.874.267.03 Na2O2.272.642.083.31Tb0.690.630.671.08 K2O1.001.421.070.80Dy3.983.823.926.07 P2O50.200.160.200.47Ho0.820.800.801.24 LOI2.463.562.482.88Er2.242.222.193.36 Total99.92100.3799.42100.52Tm0.330.340.320.48 Na2O+K2O3.274.063.154.11Yb2.052.111.992.97 K2O/Na2O0.440.540.510.24Lu0.310.330.300.45 Li35.240.833.135.8Hf2.852.992.824.54 Be1.602.031.541.32Ta1.040.550.720.63 P115088611182446Pb6.916.417.356.40 Sc36.034.332.230.3Mg#68.870.168.756.7Ti1030178951007414396δEu0.990.980.990.98 V231183222209(La/Yb)N4.603.734.895.59 Cr50256648343.6(La/Sm)N2.152.082.262.22 Mn1410129913681276(Gd/Yb)N1.741.511.771.96 Co55.145.449.943.9Th/Yb0.670.840.570.33 Ni18920317853.2Th/Ce0.040.070.040.02 Cu10132.491.245.0Th/La0.100.160.080.04 Zn109.887.8107.784Nb/Th7.773.398.068.87 Ga16.915.316.519.8Rb/Sr0.070.150.070.07 Rb40.053.334.241.7Ba/Rb5.414.596.799.61 Sr538364492572Zr/Y5.825.906.196.34 Y20.920.719.331.7Rb/Y1.922.571.771.32 Zr121122119201Nb/Y0.510.290.480.27 Nb10.66.009.188.67Sm/Yb1.921.611.952.27 Ba216245232401Th1.371.771.140.98U0.420.450.380.37

3 實驗結果

3.1 鋯石U-Pb年代學

本次研究的樣品中所選的鋯石主要呈自形-半自形的短柱狀或長柱狀晶體，顆粒長軸介于50～150μm之間，長短軸比值約為3:1～1:1。CL圖像顯示(圖5a)，大多數(shù)鋯石顆粒發(fā)育微弱的振蕩環(huán)帶結構，少部分顆粒環(huán)帶結構比較混亂，可能不是巖漿成因鋯石(吳元保和鄭永飛，2004；Corfuetal.，2003)。

圖6 輝綠巖TAS圖解(a,據(jù)Irvine and Baragar，1971)和SiO2-K2O圖解(b,據(jù)Peccerillo and Taylor，1976)

圖7 輝綠巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標準化值據(jù)Sun and McDonough，1989)

圖8 輝綠巖鋯石Hf同位素特征(a、b)

本文共對輝綠巖樣品(H15-12-3)進行了41個點的鋯石U-Pb分析，剔除偏離點后，剩下31個分析點的206Pb/238U和207Pb/235U年齡均投在諧和線及其附近(圖5b、表1)。其中，9個分析點的206Pb/238U加權平均年齡為501±3Ma(MSWD=0.07)，11個分析點的206Pb/238U加權平均年齡為461±3Ma(MSWD=0.8)，1個分析點的206Pb/238U表觀年齡為218±4Ma，這些較老的年齡應代表巖漿上升過程中所捕獲的鋯石年齡。剩下的10個分析點的206Pb/238U表觀年齡介于184±2Ma到193±2Ma之間，加權平均年齡為187±2Ma(MSWD=1.5)。該組鋯石都發(fā)育巖漿振蕩環(huán)帶，并且具有較高的Th/U比值(0.30～0.88)，表明其為巖漿鋯石(Rubatto，2002； Corfuetal.，2003；吳元保和鄭永飛，2004)。因此，187±2Ma代表了該輝綠巖的結晶年齡。

3.2 巖石地球化學特征

表3小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)輝綠巖鋯石Hf同位素分析結果

Table 3 Zircon Hf isotopic compositions for the diabase from the Lesser Xing’an-Zhangguangcai Range

Spot No.Age (Ma)176Yb/177Hf2σ176Lu/177Hf2σ176Hf/177Hf2σ176Hf/177HfiεHf(0)εHf(t)tDM (Ma)fLu/Hf-01-03-08-33-35-36-371870.0540010.0025710.0017480.0000730.2827460.0000210.282740-0.93.0732-0.95 0.0237660.0003520.0006690.0000140.2824680.0000170.282465-10.8-6.71100-0.98 0.0528340.0037080.0016860.0001000.2827670.0000190.282761-0.23.7701-0.95 0.0327320.0007610.0009980.0000210.2828210.0000250.2828171.75.7612-0.97 0.0373720.0006610.0010840.0000220.2827890.0000210.2827850.64.6658-0.97 0.0208970.0001480.0006630.0000060.2826980.0000170.282696-2.61.4778-0.98 0.0256810.0006600.0007810.0000160.2827830.0000230.2827800.44.4662-0.98

在球粒隕石標準化稀土元素配分圖解上(圖7a)，樣品表現(xiàn)為輕稀土富集，重稀土虧損的右傾型曲線((La/Sm)N=2.08～2.26，(La/Yb)N=3.73～5.59，(Gd/Yb)N=1.51～1.96)，Eu不具有正負異常特征(δEu=0.98～0.99)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7b)，這組樣品均表現(xiàn)出富集大離子親石元素(如Rb、Ba、U、K和Sr等)，虧損高場強元素(如Th、Nb和Ta等)和P元素的地球化學特征。

3.3 Hf同位素特征

本文選取7顆代表輝綠巖結晶年齡的鋯石進行了Lu-Hf同位素分析，分析點的εHf(t)及模式年齡(tDM)以t=187Ma計算，具體分析結果見表3和圖8。樣品的176Hf/177Hf值為0.282468～0.282821，εHf(t)值為-6.7～+5.7，模式年齡(tDM)為612～1100Ma。

4 討論

4.1 小興安嶺-張廣才嶺鐵力地區(qū)輝綠巖的形成時代

前人基于巖體與圍巖的接觸關系、區(qū)域地層對比、Rb-Sr年代學等方法的研究，提出小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)存在一條巨型的南北向古生代巖漿巖帶(圖2；李之彤和趙春荊，1991；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)。近年來，一些研究者通過對小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)的花崗巖進行鋯石U-Pb定年，發(fā)現(xiàn)除了少量的巖體形成于早古生代之外，大部分花崗巖形成于晚古生代至中生代(Wuetal.，2011；魏紅艷等，2012；Geetal.，2017，2018; Liuetal.，2017)。然而，對于該地區(qū)出露的基性-超基性巖，長期以來一直缺乏精確的同位素年代學的制約。

本文所定年的輝綠巖樣品中含有大量的捕獲鋯石年齡(圖5b)，其中，最年輕的一組諧和年齡的鋯石發(fā)育典型的巖漿振蕩環(huán)帶，并且其Th/U比值較高(0.30～0.88)，具有巖漿成因鋯石的特點(Rubatto，2002；Corfuetal.，2003；吳元保和鄭永飛，2004)。因此，這組巖漿鋯石的加權平均年齡(187±2Ma)代表了輝綠巖的形成時代，即早侏羅世。這一定年結果與Yuetal.(2012)所報道的小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)出露的曙光(186±2Ma)、六中溝(186±2Ma)、新村(185±1Ma)、平房(183±1Ma)和伊春(182±2Ma)基性-超基性巖體的鋯石U-Pb定年結果基本一致(圖2)，并且?guī)r體具有南北向分布的趨勢，表明小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)存在一期近于南北向分布的早侏羅世基性-超基性巖漿事件。

圖9 小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)輝綠巖地球化學判別圖解

4.2 巖石成因

4.2.1 地殼混染和分離結晶作用

鐵力地區(qū)輝綠巖具有較高的Mg#值和TiO2含量以及較低的SiO2含量，表明巖漿形成于地幔的部分熔融(Douce，1999；Martinetal.，2005)。通常幔源巖漿在上升侵入到陸殼或噴發(fā)到地表過程中會遭受不同程度的地殼混染(Mohr，1987)。由于大陸地殼強烈虧損Nb、Ta和Ti元素(Rudnick and Gao，2003)，如果巖漿經(jīng)歷了一定規(guī)模的陸殼混染作用，往往會疊加陸殼屬性而具有島弧巖漿巖的地球化學特征(楊浩田等，2018)。本文輝綠巖具有明顯的Nb-Ta負異常，表明幔源巖漿可能受到了陸殼物質(zhì)的混染作用。同時，樣品中出現(xiàn)的大量早古生代捕獲鋯石(～461Ma和～503Ma)，這與松嫩-張廣才嶺地塊東緣近期報道的早古生代巖漿巖事件(508～424Ma；劉建峰等，2008；Wangetal.，2012，2016)相一致，表明巖漿上升過程中受到了圍巖的混染作用；此外，代表輝綠巖結晶年齡的鋯石具有不一致的Hf同位素組成也同樣指示著地殼混染作用的存在。但是，以下兩點依據(jù)則表明陸殼混染對原始巖漿的影響較小：(1)大陸地殼相對富集Zr和Hf元素(Rudnick and Gao，2003)，但是在本文的原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7b)，輝綠巖樣品并未表現(xiàn)出明顯Zr和Hf元素的正異常；(2)輝綠巖樣品相對于大陸地殼具有較低的Th/Yb(0.33～0.84)、Th/Ce(0.02～0.07)和Th/La(0.04～0.16)以及較高的Nb/Th(3.39～8.87)，暗示陸殼混染的程度比較低(Rudnick and Gao，2003；Zhao and Zhou，2007)。因此，本文所選的鐵力地區(qū)輝綠巖的母巖漿在上升過程中并未遭受明顯的地殼混染作用，其Nb和Ta元素的負異常應該是繼承其巖漿源區(qū)的地球化學特征。

此外，本文輝綠巖樣品的Mg#(56.7～70.1)和相容元素Cr(43.6×10-6～566×10-6)、Ni(53.2×10-6～203×10-6)呈現(xiàn)出較大的變化范圍，表明其在巖漿演化過程中可能經(jīng)歷了一定程度的分離結晶作用。通過Ni-Cr和V-Cr含量相關圖解可以看出(圖9a，b)，輝綠巖在形成過程中主要經(jīng)歷了輝石的分離結晶作用，也有少量的橄欖石參與(Lietal.，2010)。在稀土元素球粒隕石標準化配分圖解上，樣品沒有明顯的Eu負異常特征(δEu=0.98～0.99)，表明巖漿演化過程中斜長石沒有發(fā)生明顯的分離結晶作用。

4.2.2 地幔源區(qū)特征

本文輝綠巖樣品富集輕稀土元素和大離子親石元素，虧損重稀土元素和高場強元素，如果排除遭受大規(guī)模地殼混染的可能性，其地球化學特征表明巖漿起源于被俯沖帶熔體或流體交代富集的地幔源區(qū)。通過以下展示的地球化學和巖石學證據(jù)，本文傾向于輝綠巖的巖漿源區(qū)主要遭受了俯沖帶流體的富集交代作用：(1)研究表明，俯沖板片產(chǎn)生的流體富集大離子親石元素(LILE，如Ba，Rb，Sr和U)和Pb元素，虧損輕稀土元素(LREE)、Th元素和高場強元素(HFSE，如Zr、Hf、Nb和Ta)，而俯沖板片之上的沉積物部分熔融產(chǎn)生的熔體富集Th元素、輕稀土元素和大離子親石元素(Guoetal.，2015；Zhaoetal.，2019)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7b)，輝綠巖樣品均表現(xiàn)出富集Rb、Ba、U、Pb、K和Sr等流體活動性元素，虧損Th、Nb和Ta等非活動性元素，具有板片流體交代富集的地球化學特征；(2)弧火山巖在形成過程中，如果源區(qū)主要有俯沖沉積物熔融產(chǎn)生的熔體參與，其巖漿Th/Yb比值通常大等于2，而流體交代富集的巖漿，其Th/Yb比值則小于1(Woodheadetal.，2001；Nebeletal.，2007)。鐵力地區(qū)輝綠巖的Th/Yb比值為0.33～0.84，進一步表明地幔源區(qū)主要受流體影響；(3)輝綠巖中角閃石普遍存在(圖4b)，反映巖漿源區(qū)富含流體相，因為角閃石等含水礦物只有在水達到飽和的情況下才結晶(Botcharnikovetal.，2008)；(4)該組樣品具有較高的Rb/Y比值，較低的Nb/Y比值也表明其主要是被俯沖流體富集，而不是俯沖熔體(圖9c；Zhao and Zhou，2007)。因此，輝綠巖的巖漿源區(qū)為流體交代富集的地幔，而它們正的εHf(t)值(圖8)，表明其源區(qū)為同位素虧損的地幔。

此外，近年來的研究表明，稀土元素含量和比值可以有效地限定幔源巖漿的起源及其熔融程度(Aldanmazetal.，2000；Li and Chen，2014)。其中，Sm為不相容元素，不容易受巖漿源區(qū)礦物相(如石榴石或尖晶石)含量變化的影響，而Yb在石榴石礦物相中為相容元素，在單斜輝石或尖晶石礦物相中為不相容元素。因此，Sm/Yb比值可以用來判別地幔源區(qū)礦物相(Aldanmazetal.，2000)。當巖漿源區(qū)為尖晶石二輝橄欖巖部分熔融時，產(chǎn)生的熔體與地幔源區(qū)具有相似的Sm/Yb比值，構成近似水平的熔融演化趨勢；當巖漿源區(qū)為石榴石二輝橄欖巖部分熔融時(石榴石殘留)，將會產(chǎn)生明顯高于地幔源區(qū)的Sm/Yb值。本文輝綠巖樣品的全堿(K2O+Na2O)含量、K2O含量以及K2O/Na2O比值相對較低，說明源區(qū)可能存在較少的含鉀礦物相(如金云母、角閃石等)(Zhuetal.，2016)。此外，樣品具有較低的Ba元素含量以及Ba/Rb比值(圖9d)，進一步表明源區(qū)存在較少的角閃石礦物相(Furman and Graham，1999)。在Sm/Yb-Sm圖解中(圖9e)，本文輝綠巖樣品數(shù)值均接近或稍高于尖晶石-石榴石(1:1)二輝橄欖巖部分熔融線上，指示地幔源區(qū)為尖晶石-石榴石二輝橄欖巖，其部分熔融程度約為6%～20%。

綜合這些特征，本文認為小興安嶺-張廣才嶺鐵力地區(qū)早侏羅世的輝綠巖巖漿形成于被俯沖流體富集交代的虧損地幔部分熔融，源區(qū)為尖晶石-石榴石(1:1)二輝橄欖巖，部分熔融程度約為6%～20%。

4.3 構造意義

小興安嶺-張廣才嶺山脈位于佳木斯地塊和松嫩地塊之間，中生代的巖漿作用廣泛發(fā)育，而這些巖漿巖形成的構造背景卻一直存在爭議(Xuetal.，2009，2013b；Wuetal.，2011；Yuetal.，2012；徐美君等，2013；Geetal.，2017，2018；Liuetal.，2017； Zhuetal.，2017；Zhaoetal.，2018)。

本文通過對小興安嶺-張廣才嶺鐵力地區(qū)的輝綠巖進行研究，發(fā)現(xiàn)這些基性巖為鈣堿性系列，富集輕稀土元素和大離子親石元素，虧損重稀土元素和高場強元素，這與Yuetal.(2012)所報道的基性-超基性侵入巖的地球化學特征相一致(圖7)，具有陸弧巖漿巖的地球化學特征(圖7、圖9f)，對其巖漿源區(qū)進行分析，為受俯沖流體交代的虧損地幔楔部分熔融，表明源區(qū)可能遭受了大洋板塊俯沖流體的改造。而近期對長春-延吉一線分布的近東西向巖漿巖的大量研究顯示，古亞洲洋在東北地區(qū)的最終閉合時間為晚古生代(Wuetal.，2007；Xuetal.，2013a；Zhaoetal.，2013；李可等，2014)。因此，結合區(qū)域背景，本文認為小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)中生代的巖漿作用形成于活動大陸邊緣環(huán)境，很可能是受牡丹江洋的西向俯沖造成的。這一結論還可從以下幾方面得到論證：

圖10 東北東部地區(qū)構造簡圖，示黑龍江雜巖和斑巖型銅鉬礦床的分布(據(jù)Yang et al.，2017; Zhang et al., 2013; Zeng et al., 2018)

(1)小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)發(fā)育大量的中酸性侵入巖，空間展布呈南北向的巖漿巖帶。然而，考慮到中國東北地區(qū)自白堊紀以來發(fā)生了大規(guī)模的走滑運動，尤其是郯廬斷裂帶的北支——敦密斷裂，其左旋走滑距離達200km，形成現(xiàn)今佳木斯地塊與興凱地塊的相對位置(Liuetal.，2017)。因此，如果將興凱地塊向西南方向平移200km，則小興安嶺-張廣才嶺這條巖漿巖帶可一直延伸到延邊地區(qū)，與興凱地塊上的巖體共同構成巨型的南北向巖漿巖帶(Wuetal.，2011；劉愷等，2016；Geetal.，2017，2018，2019；Guoetal.，2019)。而且，這些巖漿巖多數(shù)為中鉀-高鉀鈣堿性系列，明顯富集大離子親石元素(LILE，如Rb、Ba、Th、U、K和Sr等)和輕稀土元素(LREE)，虧損高場強元素(HFSE，如Nb、Ta和Ti等)和重稀土元素(HREE)，具有島弧巖漿巖的地球化學特征(Wilson，1989；Tangetal.，2016；劉愷等，2017)，可以初步推測小興安嶺-張廣才嶺至延邊地區(qū)在中生代期間都處于活動大陸邊緣環(huán)境。

(2)黑龍江雜巖帶作為牡丹江洋俯沖閉合的最直接證據(jù)，與小興安嶺-張廣才嶺巖漿巖帶呈南北向近平行分布。此外，大量的研究表明，黑龍江雜巖的變質(zhì)時代為200～180Ma，與研究區(qū)的部分巖漿巖形成時代相重疊，指示同期由俯沖引起的變質(zhì)-巖漿作用(Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2016)。

(3)在小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)，發(fā)育大量的NNE20°～40°的斷裂以及伴隨其滑動形成的牽引褶曲或流變褶皺(黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993；邵濟安等，2013)。這些變形構造作為小興安嶺-張廣才嶺造山帶的重要組成部分，對于重構該地區(qū)的造山過程具有重要的指示意義。近來，邵濟安等(2013)在小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)進行野外考察過程中，發(fā)現(xiàn)一條南北向長140km，東西向?qū)?0～20km的糜棱巖帶，其NNE-NE走向的糜棱巖面理與主干斷裂走向一致，并且由剪切運動導致的非對稱的小褶皺或眼球狀構造普遍發(fā)育。邵濟安等(2013)認為這條大型的左行韌性剪切帶以及其伴隨的變形構造是由于早-中侏羅世期間牡丹江洋的斜向俯沖在該地區(qū)產(chǎn)生的擠壓剪切力造成的。這一結論與Maruyamaetal.(1997)所報道的晚三疊世至早侏羅世時期法拉龍板塊與伊澤奈崎板塊間的洋中脊向歐亞大陸之下發(fā)生斜向俯沖過程相吻合。

(4)斑巖型銅鉬礦作為世界上主要的礦床類型，廣泛形成于板塊聚合邊界，而大洋板片俯沖產(chǎn)生的島弧環(huán)境是斑巖型礦床產(chǎn)出的重要構造環(huán)境(Sillitoe，1997；Richards，2003；Houetal.，2015)。近年來，小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)及鄰區(qū)相繼發(fā)現(xiàn)了眾多的斑巖型銅鉬礦床，如霍吉河、鹿鳴、翠嶺、長安堡、福安堡、季德屯、大石河、大黑山、寶山、夾皮溝等(圖10)。這些斑巖型礦床的形成時代主要為早-中侏羅世(197～161Ma；Wangetal.，2017；Guoetal.，2018；Houetal.，2018; Chenetal.，2019)，并且沿著小興安嶺-張廣才嶺造山帶呈南北向分布。因此，礦床研究者普遍認為，小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)的斑巖型銅鉬礦床主要形成于活動大陸邊緣環(huán)境，與中生代期間牡丹江洋的西向俯沖密切相關(Zhangetal.，2013；Chenetal.，2019)。

綜上，本文認為小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)在中生代期間處于活動大陸邊緣環(huán)境，其巖漿巖的形成主要是由于佳木斯地塊和松嫩-小興安嶺地塊間牡丹江洋的西向俯沖造成的。

5 結論

本文通過對小興安嶺-張廣才嶺鐵力地區(qū)的輝綠巖墻進行詳細的野外地質(zhì)考察、年代學和地球化學等方面的研究，同時結合前人的研究資料，主要得出以下結論：

(1)小興安嶺-張廣才嶺鐵力地區(qū)輝綠巖的鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為187±2Ma，即形成于早侏羅世。

(2)地球化學數(shù)據(jù)和鋯石Hf同位素顯示，輝綠巖巖漿形成于被俯沖流體富集交代的虧損地幔部分熔融，源區(qū)為尖晶石-石榴石(1:1)二輝橄欖巖，部分熔融程度約為6%～20%，同時巖漿在上升過程中未遭受明顯的地殼混染作用，主要經(jīng)歷了橄欖石和單斜輝石的分離結晶作用。

(3)結合小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)巖漿巖、變形構造、礦床特征和黑龍江雜巖的相關報道，認為該地區(qū)在中生代期間處于活動大陸邊緣環(huán)境，其巖漿巖的形成主要是由于佳木斯地塊和松嫩-小興安嶺地塊間牡丹江洋的西向俯沖造成的。