王穎，徐仲元，董曉杰，王師捷，石強(qiáng)

吉林大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，長(zhǎng)春 130061

0 引言

大興安嶺位于興蒙造山帶東部，廣泛分布中生代火山巖，巖性多樣，是地質(zhì)研究的重點(diǎn)地區(qū)。但該地區(qū)火山巖形成時(shí)間、巖石成因及其構(gòu)造背景方面仍存爭(zhēng)論。大興安嶺中基性巖是起源于富集型地幔[1]？還是巖漿分異的結(jié)果[2]？或是源于俯沖洋殼交代過(guò)的巖石圈地幔[3]？中酸性巖石是由鎂鐵質(zhì)下地殼的部分熔融產(chǎn)生，還是由新生地殼和少量再循環(huán)地殼物質(zhì)部分熔融形成的？構(gòu)造背景爭(zhēng)論焦點(diǎn)集中在火山巖的形成與地幔柱活動(dòng)有關(guān)[4]，還是與蒙古—鄂霍茨克洋造山帶活動(dòng)有關(guān)[5]，或是受古太平洋板塊俯沖作用的控制[6]，或?yàn)槊晒拧趸舸目搜髽?gòu)造域與古太平洋板塊活動(dòng)相疊加的結(jié)果[7]。研究區(qū)位于大興安嶺西坡北部(圖1a)，大面積發(fā)育侏羅紀(jì)—白堊紀(jì)火山巖地層，但因植被茂密，地形復(fù)雜，因此相關(guān)地質(zhì)工作較少，存在火山巖地層劃分有誤、地層缺失等問(wèn)題。筆者通過(guò)巖石學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)和巖石地球化學(xué)的研究，確定其形成時(shí)代，討論研究區(qū)內(nèi)不同時(shí)期火山巖的巖石成因與構(gòu)造背景，為進(jìn)一步理解大興安嶺地區(qū)中生代構(gòu)造演化過(guò)程提供依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

大興安嶺位于華北克拉通與蒙古—鄂霍茨克洋縫合帶之間(圖1a)，呈NNE向展布。該區(qū)自晚古生代—中生代，經(jīng)歷了古亞洲洋及蒙古—鄂霍茨克洋的閉合，發(fā)育以片巖為主的古元古代變質(zhì)結(jié)晶基底，基底之上廣泛分布中生代火山巖及中-新生代沉積盆地[8]。研究區(qū)地處海拉爾—根河中生代火山巖盆地的西緣，位于額爾古納地塊中部。通過(guò)野外地質(zhì)調(diào)查、坑道剖面測(cè)量和巖芯編錄整理，將區(qū)內(nèi)的中生代地層劃分為早-中侏羅世火山巖、滿(mǎn)克頭鄂博組、瑪尼吐組及全新統(tǒng)沖洪積物(圖1b)。早-中侏羅世火山巖主體為一套中基性火山巖。滿(mǎn)克頭鄂博組主要發(fā)育有流紋巖、流紋質(zhì)火山碎屑巖，呈環(huán)狀出露于區(qū)內(nèi)。瑪尼吐組以中酸性火山巖、火山碎屑巖為主。這些地層總體產(chǎn)狀平緩，斷裂發(fā)育處的局部地層產(chǎn)狀變陡。早-中侏羅世火山巖被滿(mǎn)克頭鄂博組不整合覆蓋，瑪尼吐組整合覆蓋于滿(mǎn)克頭鄂博組之上，區(qū)內(nèi)未見(jiàn)瑪尼吐組上覆地層。侵入巖以小型的安山玢巖脈為主，侵位于區(qū)內(nèi)火山巖之中(圖1b)。區(qū)內(nèi)發(fā)育一系列NW向和NE向斷裂組合，這些斷裂組成了研究區(qū)內(nèi)構(gòu)造格架。

2 典型巖石特征

2.1 早-中侏羅世火山巖

早-中侏羅世火山巖主要出露于研究區(qū)北部、西北部(圖1b)，以中基性火山巖，如安山巖(圖2a)、輝石安山巖(圖2b)及安山質(zhì)凝灰?guī)r為主。

安山巖未蝕變巖石呈灰色、深灰色，蝕變巖石呈灰綠色，致密塊狀構(gòu)造，斑狀結(jié)構(gòu)，部分發(fā)育交織結(jié)構(gòu)(圖2a)。斑晶含量5%～10%，粒徑為0.3～1.3 mm，斑晶主要為斜長(zhǎng)石和輝石。斜長(zhǎng)石多為半自形，輝石為短柱狀?；|(zhì)主要由斜長(zhǎng)石、短柱狀輝石、角閃石、不透明礦物及鐵質(zhì)構(gòu)成。

圖1 研究區(qū)大地構(gòu)造位置圖[5](a)及地質(zhì)簡(jiǎn)圖(b)Fig.1 Tectonic map (a) and simplified geological map(b) of study area

安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r新鮮面青灰色，風(fēng)化面淺灰色，晶屑主要為碎裂的斜長(zhǎng)石和角閃石，含量5%～10%，偶見(jiàn)火山角礫。

2.2 滿(mǎn)克頭鄂博組

滿(mǎn)克頭鄂博組主要分布于中部、東北部及西南部(圖1b)，以流紋巖及流紋質(zhì)火山碎屑巖為主。

流紋巖巖石呈淺灰或淺灰白色，蝕變后部分呈淺的灰綠色，具斑狀結(jié)構(gòu)。斑晶多為石英，少見(jiàn)鉀長(zhǎng)石，斑晶含量為1%～10%，基質(zhì)隱晶質(zhì)或發(fā)育球粒結(jié)構(gòu)(圖2c)。

流紋質(zhì)火山角礫巖巖石具火山角礫結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造，由火山角礫和填隙物組成，角礫成分通常以流紋質(zhì)火山巖為主，多為棱角狀，粒度大小不均，以0.5～3 cm為主，填隙物主要為火山灰。

流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r熔結(jié)凝灰結(jié)構(gòu)，發(fā)育假流紋構(gòu)造。主要由晶屑、塑性玻屑及少量巖屑組成；晶屑粒度為0.1～2.5 mm，含量為5%～10%，成分主要為鉀長(zhǎng)石、石英、玻屑和塑性玻屑，塑性巖屑呈彎曲的條帶狀。

2.3 瑪尼吐組

瑪尼吐組出露于研究區(qū)的東南部(圖1b)，主要巖性以紫灰色安山巖、安山質(zhì)火山碎屑巖和英安質(zhì)火山碎屑巖為主。

紫灰色安山巖新鮮面紫灰色，風(fēng)化面呈淺灰綠色，多數(shù)具斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主要為斜長(zhǎng)石和黑云母，偶見(jiàn)角閃石，斑晶大小為0.5～2 mm，斑晶含量為5%～20%，基質(zhì)呈交織結(jié)構(gòu)。

安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r新鮮面淺紫灰色，風(fēng)化面灰綠色，晶屑凝灰結(jié)構(gòu)，晶屑為大小不等棱角狀的斜長(zhǎng)石，粒度為0.2～2 mm，絹云母化十分明顯，含量30%～60%，膠結(jié)物為脫?；幕鹕交?。

英安質(zhì)晶屑角礫凝灰熔巖風(fēng)化面紫灰色，新鮮面灰色。晶屑凝灰熔巖結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。角礫主要為英安巖，次棱角狀，大小多為 0.5～2 cm，含量約為10%，晶屑主要為黑云母、角閃石及斜長(zhǎng)石，自形-半自形，粒度為0.2～2 mm，含量為30%±，基質(zhì)隱晶質(zhì)(圖2e)。

英安質(zhì)晶屑巖屑熔結(jié)凝灰?guī)r風(fēng)化面灰綠色，新鮮面淺灰色。晶屑巖屑凝灰結(jié)構(gòu)，晶屑為黑云母、角閃石及斜長(zhǎng)石，含量為30%。基質(zhì)為隱晶質(zhì)，由塑性巖屑、塑性玻屑及長(zhǎng)石、黑云母晶屑組成。晶屑主要有定向分布的斜長(zhǎng)石和彎曲成弧狀的黑云母，其中長(zhǎng)石可見(jiàn)絹云母化，含量10%～20%，塑性巖屑發(fā)生拉長(zhǎng)、定向，方向與塑性玻屑方向一致，塑性玻屑呈絲狀、條紋狀或蚯蚓狀定向分布，遇晶屑被彎曲壓扁變薄，脫?；黠@，熔結(jié)膠結(jié)，假流動(dòng)構(gòu)造(圖2f)。

早-中侏羅世火山巖:a.輝石安山巖；b.具交織結(jié)構(gòu)的安山巖。滿(mǎn)克頭鄂博組:c.球粒流紋巖；d.流紋巖?，斈嵬陆M:e.英安質(zhì)晶屑角礫凝灰熔巖；f.具假流動(dòng)構(gòu)造的英安質(zhì)晶屑巖屑熔結(jié)凝灰?guī)r。Px.輝石; Qtz.石英; Bt.黑云母; Pl.斜長(zhǎng)石; Det.巖屑。圖2 研究區(qū)樣品鏡下顯微照片F(xiàn)ig.2 Microphotographs of samples in study area

3 樣品采集和分析方法

3.1 樣品采集

采集研究區(qū)西北部早-中侏羅世火山巖的輝石安山巖(N1-1～N1-3)和安山巖(L156-50、L156-56、L156-58)進(jìn)行主量、微量和稀土元素分析。

研究區(qū)中部滿(mǎn)克頭鄂博組植被生長(zhǎng)茂密，巖石風(fēng)化較嚴(yán)重，難以采集新鮮巖石，因此采集研究區(qū)西南處較為新鮮的球粒流紋巖(BL4-1～BL4-5、b22)，對(duì)其進(jìn)行主量、微量和稀土元素分析，并挑選BL4-1(采樣坐標(biāo)為120°56′46″ E，50°58′22″ N，圖1b)進(jìn)行LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年測(cè)試。

瑪尼吐組安山質(zhì)火山巖蝕變比較嚴(yán)重，因此在古火山口附近(圖1b)采集較為新鮮的英安質(zhì)晶屑角礫凝灰熔巖(BL2-1～BL2-5)和英安質(zhì)晶屑巖屑熔結(jié)凝灰?guī)r(BL5-1～BL5-3)進(jìn)行主量、微量和稀土元素分析，并挑選BL2-1(采樣坐標(biāo)為121°00′31″ E，50°58′04″ N，圖1b)和BL5-1(采樣坐標(biāo)為121°00′34″ E，50°58′09″ N，圖1b)進(jìn)行LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年測(cè)試。

3.2 分析方法

樣品經(jīng)常規(guī)方法粉碎，電磁方法分選后，在雙目鏡下挑選鋯石，制成樣靶。在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司進(jìn)行鋯石顯微照相(反射光、透射光)和陰極發(fā)光(CL)圖像處理。鋯石U-Pb定年分析在吉林大學(xué)東北亞礦產(chǎn)資源評(píng)價(jià)國(guó)土資源部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行，測(cè)試使用設(shè)備為激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)。實(shí)驗(yàn)過(guò)程中采用高純度氦氣作為載氣，氬氣作為補(bǔ)償氣，激光器工作頻率為7 Hz，測(cè)試中使用激光束斑的直徑為30 μm，剝蝕采樣時(shí)間為20～25 s。分別以人工合成硅酸鹽玻璃標(biāo)準(zhǔn)參考物質(zhì)NIST610和國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500進(jìn)行儀器最佳化及計(jì)算同位素組成的外標(biāo)基體校正。所測(cè)樣品同位素比值及元素含量計(jì)算采用ICP-MS-Date-Call 9.2軟件進(jìn)行處理，使用Ispolot3.0軟件進(jìn)行鋯石U-Pb諧和圖的繪制和年齡的計(jì)算。測(cè)試數(shù)據(jù)、年齡加權(quán)平均值的誤差均為1 σ。

樣品的主量、微量和稀土元素分析在中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心測(cè)試完成。主量元素采用玻璃熔片大型X-射線(xiàn)熒光光譜法(XRF)分析完成，分析精度為0.01%；微量和稀土元素采用電感耦合等離子質(zhì)譜(ICP-MS)分析完成，分析精度為0.01×10-6。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb測(cè)年結(jié)果

滿(mǎn)克頭鄂博組(BL4-1)與瑪尼吐組(BL2-1和BL5-1)所選鋯石粒度約100～200 μm，多為自形-半自形，具有清晰的震蕩環(huán)帶(圖3a、c、e)，且具有較高的Th/U比值，表明鋯石為巖漿成因[9]。樣品的測(cè)點(diǎn)數(shù)據(jù)均落在諧和線(xiàn)上。

滿(mǎn)克頭鄂博組(BL4-1)定年結(jié)果顯示，諧和線(xiàn)上22個(gè)測(cè)點(diǎn)數(shù)據(jù)可分為上下兩個(gè)部分，下部15個(gè)鋯石的206Pb/238U表面年齡為(157±4)～(152±2)Ma(表1)，加權(quán)平均年齡為(155.1±1.8)Ma，MSWD=0.2(圖3b)，表明滿(mǎn)克頭鄂博組火山巖形成時(shí)代為晚侏羅世；上部7個(gè)鋯石測(cè)點(diǎn)的206Pb/238U表面年齡為(174±3)～(169±6)Ma(表1)，加權(quán)平均年齡為(172.0±2.6)Ma，MSWD=0.102(圖3b)，鋯石數(shù)量較多，年齡集中，且與同組的年輕鋯石年齡相差較小，說(shuō)明它并非捕獲的古老地層中的鋯石，而是巖漿侵位過(guò)程中巖漿房?jī)?nèi)晶粥體多次活化運(yùn)移時(shí)所形成的鋯石[10-12]。

瑪尼吐組定年結(jié)果顯示，BL2-1的206Pb/238U表面年齡為(125±3)～(120±3)Ma(表1)，加權(quán)平均年齡為(122.8±1.3)Ma，MSWD=0.18(圖3d)；BL5-1的206Pb/238U表面年齡為(127±3)～(121±2)Ma，加權(quán)平均年齡為(124.1±0.8)Ma，MSWD=0.66(圖3f)。表明該地區(qū)瑪尼吐組火山巖形成時(shí)代為早白堊世晚期。

4.2 地球化學(xué)特征

早-中侏羅世火山巖地球化學(xué)分析顯示其SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)為55.12%～56.8%，Al2O3為16.68%～16.91%，CaO和MgO分別為3.95%～6.35%、3.62%～4.01%，Mg#值介于50.37～52.34之間，K2O+Na2O含量較低(6.23%～6.98%)，K2O/Na2O在0.56～0.58之間。里特曼指數(shù)δ=2.81～3.84，屬于鈣堿性-堿性系列。在SiO2-K2O圖解上，火山巖樣品均落入高鉀鈣堿性系列(圖4a)。A/CNK為0.81～1，皆是準(zhǔn)鋁質(zhì)(圖4b)。TAS圖解中落入玄武粗安巖與粗安巖區(qū)域內(nèi)(圖5)。稀土元素表現(xiàn)為輕稀土富集的右傾曲線(xiàn) (圖6a)， LREE/HREE比值9.8～12.4，(La/Yb)N比值14.6～18.4，輕重稀土元素分餾明顯，具有微弱的負(fù)Eu異常(δEu=0.92～0.96)。微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中，具有大離子親石元素Ba、Sr的強(qiáng)烈富集，以及高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta虧損(圖6b)。早-中侏羅世火山巖為中基性高鉀鈣堿性準(zhǔn)鋁質(zhì)巖石，稀土、微量元素與大陸島弧元素分配模式相似[13](圖6)?；鹕綆r富集輕稀土元素和大離子親石元素，虧損重稀土和高場(chǎng)強(qiáng)元素，暗示巖漿可能來(lái)自富集型地幔源區(qū)，并且?guī)r漿上升過(guò)程受到了地殼物質(zhì)的混染或者巖漿源區(qū)經(jīng)歷了流體交代作用。

a、b為BL4-1滿(mǎn)克頭鄂博組球粒流紋巖; c、d為BL2-1瑪尼吐組英安質(zhì)凝灰熔巖; e、f為BL5-1瑪尼吐組英安質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r。圖3 研究區(qū)火山巖部分鋯石陰極發(fā)光圖像(CL)與鋯石U--Pb諧和曲線(xiàn)Fig.3 CL images of selected zircons and U--Pb concordia diagrams of zircons from volcanic rocks in study area

圖4 研究區(qū)火山巖SiO2-K2O圖解(a)和A/CNK-A/NK圖解(b)Fig.4 Diagram of SiO2-K2O (a) and A/CNK-A/NK (b) of volcanic rocks in study area

圖5 研究區(qū)火山巖TAS圖解Fig.5 TAS diagram of volcanic rocks in study area

滿(mǎn)克頭鄂博組火山巖的SiO2含量較高(74.7%～75.44%)，Al2O3為14.53%～15.11%，CaO和MgO分別為0.14%～0.16%、0.52%～0.58%，Mg#值介于33.64～49.18之間，K2O+Na2O含量高(5.09%～5.95%)，K2O/Na2O在41～58之間，里特曼指數(shù)δ為0.97～1.12，為鈣堿性。在SiO2-K2O圖解上，火山巖樣品因富鉀貧鈉，均落入鉀玄巖系列(圖4a)。A/CNK為2.17～2.54，皆是過(guò)鋁質(zhì)(圖4b)。TAS圖解中落入流紋巖區(qū)域(圖5)。稀土元素質(zhì)量分?jǐn)?shù)總量較低(∑REE=(115～126)×10-6)，輕、重稀土元素比值LREE/HREE=13.9～16.08，(La/Yb)N=13.98～20.83。輕、重稀土分餾明顯，具有明顯的負(fù)銪異常(δEu=0.59～0.7)，說(shuō)明巖漿源區(qū)殘留著一定量的斜長(zhǎng)石。微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中，元素分配曲線(xiàn)為右傾曲線(xiàn)，富集Zr、Cs和Rb，虧損Ba、Nb、Ta、P和Ti，強(qiáng)烈虧損Sr(圖6b)。滿(mǎn)克頭鄂博組火山巖為富硅、富鉀、貧鈉、貧鈣的過(guò)鋁質(zhì)流紋巖。Rb/Sr比值為4.1～10.3，明顯高于原始地幔(0.03)、E-MORB(0.033)、OIB(0.047)，與殼源巖漿(>0.5)[14]相似，表明巖漿形成有陸源碎屑物質(zhì)的參與。高Nb/Ta、高Zr/Hf，分餾明顯，源區(qū)受流體交代作用影響混入一定的富集幔源物質(zhì)[15]。

圖6 研究區(qū)火山巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線(xiàn)(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b)Fig.6 Chondrite normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle normalized trace element spider diagrams (b) of volcanic rocks in study area

瑪尼吐組火山巖的SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)為65.54%～69.79%，Al2O3質(zhì)量分?jǐn)?shù)為14.4%～15.69%，CaO和MgO分別為0.48%～4.3%、0.52%～0.91%，K2O+Na2O=6.42%～9.78%、1.07%～1.11%，K2O/Na2O比值為1.09～5.5，里特曼指數(shù)(δ)為1.83～3.69，介于堿性與鈣堿性之間。SiO2-K2O圖解中屬于鉀玄巖系列(圖4a)。除一個(gè)樣品落入準(zhǔn)鋁質(zhì)范圍，其余樣品皆為過(guò)鋁質(zhì)(圖4b)，TAS圖解中落入流紋巖、英安巖和粗面英安巖區(qū)域內(nèi)(圖5)。稀土元素質(zhì)量分?jǐn)?shù)相較早-中侏羅世火山巖總量更高(∑REE=(130～169)×10-6)，輕、重稀土元素比值LREE/HREE=8.4～9.4，(La/Yb)N=9.22～10.36。輕、重稀土分餾明顯，輕稀土元素相較于重稀土元素更加富集，具有明顯的負(fù)銪異常(δEu=0.65～0.76)，說(shuō)明巖漿源區(qū)殘留著一定量的斜長(zhǎng)石。微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中，曲線(xiàn)右傾，富集Zr、Rb、Th和U，虧損Sr、Ba、Nb、Ta、P和Ti(圖6b)。巖石表現(xiàn)為富堿、貧鎂的特征，為富鉀過(guò)鋁質(zhì)英安質(zhì)火山巖。Rb/Sr比值為0.31～1.21，平均值為0.58，與殼源巖漿(﹥0.5)[14]相近，指示其形成過(guò)程有陸源物質(zhì)的參與。

5 討論

5.1 火山巖漿作用期次

對(duì)測(cè)區(qū)內(nèi)典型早-中侏羅世火山巖進(jìn)行U-Pb同位素測(cè)年，挑選出的鋯石多為形態(tài)渾圓的捕獲鋯石[9,16]，少量巖漿鋯石因過(guò)小無(wú)法進(jìn)行試驗(yàn)測(cè)試，未獲得其U-Pb同位素年齡。近年來(lái)隨同位素測(cè)年技術(shù)發(fā)展，研究人員對(duì)區(qū)域上早-中侏羅世火山巖進(jìn)行測(cè)年分析，年測(cè)年齡從197～147 Ma均有[13,17-23]。研究區(qū)內(nèi)未見(jiàn)該火山巖與下伏地質(zhì)體直接接觸，區(qū)域上該火山巖不整合覆蓋在侏羅系中統(tǒng)萬(wàn)寶組之上，被上侏羅統(tǒng)滿(mǎn)克頭鄂博組覆蓋。

采取鋯石U-Pb定年方法測(cè)得，研究區(qū)滿(mǎn)克頭鄂博組形成時(shí)間為(155.1±1.8)Ma(晚侏羅世)，瑪尼吐組形成時(shí)間為(124.1±0.8)Ma和(122.8±1.3)Ma(早白堊世)(圖3)。

整理前人已發(fā)表數(shù)據(jù)(圖7)，大興安嶺地區(qū)早-中侏羅世火山巖、滿(mǎn)克頭鄂博組與瑪尼吐組火山作用分別起始于197 Ma、157 Ma與145 Ma[19,24-25]。早-中侏羅世火山巖為中基性火山巖，巖漿鋯石較少[9,26]，因此其成巖年齡較難確定。收集數(shù)據(jù)顯示，成巖年齡為197～147 Ma，活動(dòng)時(shí)間跨度大(圖7)。北部根河和額爾古納地區(qū)平均年齡184 Ma[17,19-20,22]，南部滿(mǎn)洲里和阿爾山地區(qū)平均年齡為162 Ma[13,18,21,23]。滿(mǎn)克頭鄂博組火山作用時(shí)間為晚侏羅世—早白堊世(157～130 Ma)，北部根河和額爾古納地區(qū)平均年齡為150 Ma[25,27-29]，中部海拉爾和牙克石塔爾氣的平均年齡為145 Ma[17,30-32]，南部克一河和科右中旗等地區(qū)的平均年齡為140 Ma[30,33-35]。瑪尼吐組形成時(shí)間為早白堊世(145～119 Ma)，主要集中于(130～120)Ma(圖7)，中北部根河和溫庫(kù)吐等地區(qū)的平均年齡為134 Ma[24,36-40]，南部索倫和烏蘭浩特等地區(qū)平均年齡為129 Ma[17,30,41-43]。從區(qū)域上看，同一地層在不同地區(qū)的形成時(shí)間差異明顯，總體呈從北向南逐漸年輕的特征。

圖7 大興安嶺地區(qū)年齡頻率圖Fig.7 Age frequency of Great Xing’an Range

5.2 巖石成因

研究區(qū)內(nèi)早-中侏羅世火山巖微量元素表現(xiàn)為富集大離子親石元素Ba、Sr，虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta的特征(圖6)。其形成原因主要認(rèn)為有以下兩種：源區(qū)為地殼或巖漿上涌時(shí)受到地殼混染作用的影響；或?yàn)榕c俯沖相關(guān)的弧型火山巖[44]。殼源巖漿的Rb/Sr﹥0.5[14]，而研究區(qū)內(nèi)早-中侏羅世火山巖Rb/Sr僅為0.023～0.056，由Nb/La-Ba/Rb圖解 (圖8d) 可知， 地殼混染對(duì)巖漿源區(qū)影響較小。

圖8 研究區(qū)早--中侏羅世火山巖判別圖解Fig.8 Discriminant diagrams of Early--Middle Jurassic volcanic rocks in study area

早-中侏羅世火山巖Lu/Yb、Nb/Ta、Zr/Hf與地幔相應(yīng)比值更為接近[14]，表明巖漿應(yīng)源于地幔。低Zr/Ba和高La/Ta、La/Nb表明巖漿源區(qū)應(yīng)為巖石圈地幔[45]。較高的Ba/Nb和Ba/Ta比值，說(shuō)明巖石形成過(guò)程中有俯沖作用參與[30]。結(jié)合Th/Yb-Nb/Yb圖解，巖石為俯沖流體交代的大陸巖石圈地幔部分熔融，且受地殼混染影響較小(圖8a)。

研究區(qū)滿(mǎn)克頭鄂博組以流紋質(zhì)巖石為主，巖石具有較高的Rb/Sr比值(4.1～10.3)，表明巖漿源于下地殼的部分熔融。高Nb/Ta、Zr/Hf，說(shuō)明源區(qū)受流體交代作用影響，混雜富集幔源物質(zhì)[15]。在(Zr+Nb+Ce+Y)-(FeOT/ MgO)圖解中，落在未分異的M、I和S型花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖9a)；(10 000 Ga/Al)- Zr圖解中，落在I型和S型區(qū)域(圖9b)。根據(jù)低Sr、低Yb、富Si和K的特征，暗示其形成環(huán)境與加厚地殼相關(guān)[46-47]。結(jié)合巖石具有較高的SiO2含量、K2O/Na2O比值高及過(guò)鋁質(zhì)等特征，說(shuō)明巖石為S型花崗巖，形成背景與加厚地殼相關(guān)。綜合分析，其成因是造山作用使下地殼增厚，導(dǎo)致地溫梯度增大，從而引起下地殼部分熔融。

滿(mǎn)克頭鄂博組火山巖的SiO2含量為72.93%～75.44%，屬于高硅流紋巖，研究認(rèn)為，高硅流紋巖為母巖漿通過(guò)晶粥體模型[48](MUSH)演化的快速冷卻條件下的富硅噴出巖[49-50]，相對(duì)的，晶粥體模型的殘留體則是貧硅、富晶體的英安巖或安山巖[51-52]。下地殼部分熔融產(chǎn)生的巖漿在巖漿房?jī)?nèi)聚集，結(jié)晶度隨礦物結(jié)晶不斷增大，晶粥體受沉降及壓實(shí)等作用，聚集在上部，形成貧晶體的高硅熔體層[53-54]。當(dāng)巖漿房受到鎂鐵質(zhì)巖漿底侵后，高溫使長(zhǎng)英質(zhì)巖漿向上運(yùn)移噴出，快速冷凝結(jié)晶為高硅流紋巖[55-57]。深部固化的堆晶體再次發(fā)生部分熔融，形成新的富晶體巖漿[11，58](圖10)，因此鋯石U-Pb年齡跨度較大[59]。

FG.分異的I、S型花崗巖; OGT.未分異的I、S、M型花崗巖; Syn-COLG.同碰撞花崗巖; WPG.板內(nèi)花崗巖; VAG.火山弧花崗巖; ORG.洋脊花崗巖; post-COLG.后碰撞花崗巖。圖9 研究區(qū)滿(mǎn)克頭鄂博組和瑪尼吐組火山巖判別圖解Fig.9 Discriminant diagram of volcanic rocks of Manketouebo Formation and Manitu Formation in study area

圖10 MUSH模型圖解[10,51]Fig.10 Diagram of MUSH model

瑪尼吐組以安山質(zhì)、英安質(zhì)火山巖為主，富集U、Th及輕稀土元素，低Sm/Nd比值(Sm/Nb=0.38～0.46)，(La/Yb)N=8.44～10.36，較高的Rb/Sr比值(Rb/Sr=0.31～1.21)，示意巖漿源于下地殼部分熔融。 在(Zr+Nb+Ce+Y)-(FeOT/MgO)圖解和(10 000 Ga/Al)- Zr圖解中，樣品落在A型區(qū)域(圖9a、b)。所以，瑪尼吐組火山巖為伸展背景下，地殼深部壓力降低、溫度變化不大條件下，通過(guò)降壓熔融方式產(chǎn)生。

5.3 構(gòu)造背景

大興安嶺地區(qū)中生代中 -晚期火山巖構(gòu)造背景提出4種模式：地幔柱活動(dòng)[4-5]；蒙古—鄂霍茨克洋構(gòu)造活動(dòng)[6-7]；古太平洋板塊俯沖相關(guān)地質(zhì)作用的影響[8-9]；以及蒙古—鄂霍茨克洋構(gòu)造域和古太平洋板塊活動(dòng)疊加的結(jié)果[10-11]。年代學(xué)表明，大興安嶺地區(qū)火山巖呈NNE帶狀分布，與地幔柱成因的環(huán)狀分布特征相悖。并且，火山巖的時(shí)間跨度大(197～119 Ma，圖7)，而地幔柱相關(guān)火山活動(dòng)往往局限在幾個(gè)百萬(wàn)年之內(nèi)[60]，因此，區(qū)域上的火山巖非地幔柱成因模式。其次，大興安嶺距大陸邊緣約1 700 km，超出古太平洋板塊俯沖的影響范圍[61]，難以用古太平洋板塊俯沖理論解釋。早-中侏羅世，吉林—黑龍江地區(qū)發(fā)育有活動(dòng)大陸邊緣構(gòu)造背景的鈣堿性火山巖及侵入巖[62]，小興安嶺—張廣才嶺地區(qū)發(fā)育有伸展構(gòu)造背景下的雙峰式火山巖[62]。說(shuō)明古太平洋板塊俯沖作用的影響，由東向西逐漸減小，至小興安嶺—張廣才嶺區(qū)域已難以影響其巖漿活動(dòng)。因此，大興安嶺地區(qū)早-中侏羅世的火山活動(dòng)，與古太平洋板塊俯沖無(wú)關(guān)。晚侏羅世—早白堊世火山巖多出露于大興安嶺及華北板塊北緣[5]，松遼盆地及其東部地區(qū)缺少同時(shí)期巖漿事件[63]。這意味著，該時(shí)期的火山作用與蒙古—鄂霍茨克洋構(gòu)造帶的演化有關(guān)，而與俯沖的古太平洋板塊關(guān)聯(lián)較小。區(qū)域上，中生代中-晚期火山巖呈NNE向、平行蒙古—鄂霍茨克洋縫合帶分布；年代學(xué)上呈現(xiàn)由北西向東南年齡逐漸年輕的特征；并在蒙古中、東部分布與大興安嶺地區(qū)相同的火山巖[25,64]。綜上所述，大興安嶺地區(qū)中生代中-晚期火山巖主要受蒙古—鄂霍茨克洋構(gòu)造域控制。

早-中侏羅世，中基性火山巖多具有與俯沖相關(guān)的大陸弧地球化學(xué)特征[13,30](圖8a)，并發(fā)育有I型花崗巖[15,65]，表明在早-中侏羅世，存在著蒙古—鄂霍茨克洋向南俯沖。大興安嶺北部發(fā)育加厚陸殼部分熔融成因的S型花崗巖(168 Ma、155 Ma、147 Ma)[66]，同時(shí)還存在170～160 Ma變質(zhì)和變形活動(dòng)[67]。暗示區(qū)域上在中侏羅世晚期構(gòu)造背景已轉(zhuǎn)為西伯利亞克拉通和中朝—蒙古板塊的陸-陸碰撞環(huán)境(圖9c)，同時(shí)期的蒙古—鄂霍茨克洋已閉合。早白堊世時(shí)期，大興安嶺地區(qū)發(fā)育大面積后碰撞的A2型花崗巖(圖9d)，源自陸殼的降壓熔融，因此區(qū)域上早白堊世為伸展的構(gòu)造環(huán)境。

6 結(jié)論

(1)經(jīng)LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年，滿(mǎn)克頭鄂博組成巖年齡為(155.1±1.8)Ma，屬于晚侏羅世；瑪尼吐組成巖年齡為(124.1±0.8)Ma和(122.8±1.3)Ma，屬于早白堊世。

(2)早-中侏羅世火山巖是俯沖流體交代的大陸巖石圈地幔部分熔融成因。滿(mǎn)克頭鄂博組是下地殼部分熔融產(chǎn)生的巖漿，在巖漿房?jī)?nèi)經(jīng)晶粥體模型(MUSH)再次演化形成?，斈嵬陆M為下地殼降壓熔融而形成。

(3)大興安嶺地區(qū)中生代中-晚期火山活動(dòng)主要受蒙古—鄂霍茨克洋構(gòu)造帶控制。蒙古—鄂霍茨克洋在中侏羅世仍為向南俯沖狀態(tài)，至中侏羅世晚期閉合，早白堊世時(shí)期，區(qū)域上為蒙古—鄂霍茨克洋閉合后伸展環(huán)境。