董培培, 李英杰, 王根厚, 辛后田, 王金芳, 李紅陽(yáng)

1. 河北地質(zhì)大學(xué), 河北 石家莊 050031;2. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院, 北京 100083;3. 天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所, 天津 300170

0 引言

大興安嶺處于中亞造山帶的東段, 在古生代時(shí)期經(jīng)歷了古亞洲洋構(gòu)造體系的演化, 中生代期間經(jīng)歷了環(huán)太平洋構(gòu)造體系和蒙古-鄂霍茨克構(gòu)造體系的疊加與改造 (許文良等, 2013)。 從晚侏羅世開(kāi)始構(gòu)造巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈, 除形成大量的中生代花崗巖以外, 也形成了大興安嶺3 套標(biāo)志性的陸相中—酸性火山巖: 滿(mǎn)克頭鄂博組、 瑪尼吐組和白音高老組, 構(gòu)成了大興安嶺火山巖帶, 成為大興安嶺地區(qū)中生代主要地質(zhì)單元。 近年來(lái), 有關(guān)學(xué)者對(duì)大興安嶺地區(qū)中生代火山巖開(kāi)展了大量的研究工作 (邵濟(jì)安等, 1999a, 1999b, 2001; Wang et al. , 2006; Zhang et al. , 2008a; 張吉衡, 2009;劉昊等, 2011; 郝彬等, 2011; 程天赦等, 2012),但是大多注重通過(guò)火山巖巖石地球化學(xué)特征研究來(lái)判斷巖石成因和大地構(gòu)造環(huán)境, 對(duì)火山巖地層層序的詳細(xì)研究較少 (陳英富等, 2012)。 特別是對(duì)于大興安嶺廣泛分布的白音高老組, 其火山巖地層特征、 巖石組合和形成年代仍存在較大爭(zhēng)議。白音高老組為遼寧省區(qū)測(cè)二隊(duì) (1974) 創(chuàng)名于赤峰市巴林左旗哈達(dá)英格鄉(xiāng)白音高老地區(qū)。 《內(nèi)蒙古自治區(qū)巖石地層》 (李文國(guó), 1996) 將其定義為“一套雜色酸性火山碎屑巖、 酸性熔巖、 酸性熔結(jié)凝灰?guī)r夾中酸性火山碎屑巖、 火山碎屑沉積巖、沉積巖。 其整合在瑪尼吐組之上, 時(shí)代為晚侏羅世?！?多數(shù)學(xué)者認(rèn)為大興安嶺中南部白音高老組主要是由流紋巖和流紋質(zhì)凝灰?guī)r組成的一套酸性巖(茍軍, 2010; 茍軍等, 2010; 張樂(lè)彤等, 2015;陳金勇等, 2019)。 林敏 (2018) 通過(guò)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查將內(nèi)蒙古烏力牙斯臺(tái)一帶的白音高老組劃分為下部酸性火山巖和上部偏堿性火山巖, 并進(jìn)行了火山機(jī)構(gòu)的圈定。 在形成時(shí)代上, 早期學(xué)者根據(jù)沉積巖夾層中的化石碎片將其置為晚侏羅世, 近期大量的鋯石U-Pb 年代學(xué)研究將其劃為早白堊世(茍軍等, 2010; 王建國(guó)等, 2013; 張樂(lè)彤等,2015; Wang et al. , 2018)。

內(nèi)蒙古高堯?yàn)趵挥诖笈d安嶺中南段, 中生代火山巖出露齊全, 但火山巖地層層序、 巖性、巖相、 火山機(jī)構(gòu)和系統(tǒng)性的年代學(xué)研究薄弱。 已有1 ∶200000 哈拉蓋圖農(nóng)場(chǎng)幅將區(qū)內(nèi)大面積出露的火山巖劃分為上侏羅統(tǒng)道特諾爾組和查干諾爾組,1 ∶250000 將其重新劃分為中侏羅統(tǒng)瑪尼吐組和上侏羅統(tǒng)白音高老組, 均無(wú)年代學(xué)依據(jù)。 筆者等在開(kāi)展1 ∶50000 哈臘特等四幅區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查項(xiàng)目時(shí), 運(yùn)用 “火山構(gòu)造-巖性巖相-火山地層” 三重填圖方法 (盧清地, 2004), 結(jié)合系統(tǒng)的鋯石UPb 年代學(xué)研究, 在高堯?yàn)趵粠掳l(fā)現(xiàn)一套早白堊世中性火山巖和酸性火山巖, 其整合在上侏羅統(tǒng)瑪尼吐組之上, 將其重新厘定為下白堊統(tǒng)白音高老組, 并將該區(qū)白音高老組進(jìn)一步劃分為3 個(gè)巖性段, 首次在白音高老組底部劃分出中性火山巖段, 新建立了白音高老組下部中性火山巖段和上部酸性火山巖段的巖性組合, 根據(jù)同位素測(cè)年資料, 將其歸屬于早白堊世, 并在該火山盆地中劃分出6 種巖相類(lèi)型, 圈定了12 個(gè)Ⅴ級(jí)火山機(jī)構(gòu)。

1 地質(zhì)背景

內(nèi)蒙古東烏旗高堯?yàn)趵挥诖笈d安嶺中南部,地處古亞洲洋構(gòu)造域與環(huán)太平洋構(gòu)造域交匯處, 同時(shí)受兩大構(gòu)造域影響。 晚古生代位于華北陸塊與西伯利亞陸塊之間的興蒙造山帶(Ⅰ級(jí))、 二連-賀根山縫合帶 (Ⅱ級(jí)) 東部 (Xiao et al., 2003, 2015a)。中生代處于濱太平洋構(gòu)造域 (Ⅰ級(jí)) 大興安嶺構(gòu)造-巖漿帶 (Ⅱ級(jí)), 扎蘭屯-赤峰火山-巖漿巖帶 (Ⅲ級(jí)) (Whalen et al., 1987; 圖1a)。

工作區(qū)主要出露中生界瑪尼吐組、 白音高老組、新生界五叉溝組和第四系, 其中, 白音高老組分布最廣, 平行不整合于瑪尼吐組之上, 局部被五叉溝組和第四系角度不整合接觸覆蓋(圖1b)。

2 地層特征

高堯?yàn)趵滓舾呃辖M位于高堯?yàn)趵绨讏资阑鹕絿姲l(fā)盆地的東部, 東烏珠穆沁旗高堯?yàn)趵粠?(圖1b), 呈北東向展布, 平行不整合覆蓋于上侏羅統(tǒng)瑪尼吐組之上, 局部被新近系五岔溝組不整合覆蓋, 部分地區(qū)被第四系掩蓋。 實(shí)測(cè)剖面位于研究區(qū)東北部高堯?yàn)趵粠?(45°55′N(xiāo); 119°39′E)。 剖面露頭較好, 地層層序連續(xù), 巖石組合較齊全, 地層層序及韻律特征見(jiàn)圖2 和表1。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)圖Fig.1 Geological map of the research area

基于路線地質(zhì)調(diào)查和實(shí)測(cè)剖面, 根據(jù)接觸關(guān)系、 地層層序和巖石組合等特征, 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M劃分為3 個(gè)巖性段: 一段、 二段和三段。 實(shí)測(cè)剖面總厚度為394.8 m, 一段、 二段和三段厚度分別為30.1 m、 207 m 和157.7 m。 白音高老組一段分布于洪浩爾必其早白堊世火山噴發(fā)盆地的邊部及研究區(qū)東部和南部, 為火山碎屑沉積巖組合,巖性主要有淺灰色、 淺灰綠色、 紫紅色凝灰質(zhì)砂巖、 凝灰質(zhì)含礫砂巖和凝灰質(zhì)砂礫巖。 白音高老組二段出露廣泛, 主要位于研究區(qū)東部和南部,為一套中性火山熔巖夾火山碎屑巖組合, 巖性主要為深灰、 灰紫色安山巖、 角礫安山巖、 粗安巖、粗面巖、 安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r、 安山質(zhì)晶屑熔結(jié)凝灰?guī)r、 安山質(zhì)火山角礫巖和安山質(zhì)集塊火山角礫巖等。 白音高老組三段分布在洪浩爾必其早白堊世火山噴發(fā)盆地中部, 最為發(fā)育 (圖1b), 巖性主要為酸性熔巖和火山碎屑巖組合, 下部為淺灰、淺灰綠色凝灰質(zhì)砂礫巖、 凝灰質(zhì)含礫砂巖和凝灰質(zhì)砂巖等。 上部為灰白色、 灰紫色流紋巖、 球粒流紋巖、 珍珠巖、 黑曜巖、 松脂巖、 流紋質(zhì)巖屑晶屑凝灰?guī)r、 流紋質(zhì)晶屑熔結(jié)凝灰?guī)r、 流紋質(zhì)含角礫凝灰熔巖、 流紋質(zhì)火山角礫巖和流紋質(zhì)火山集塊巖等。 以?shī)A石泡流紋巖、 球粒流紋巖、 珍珠巖、 黑曜巖、 松脂巖為明顯特征, 與底部一段呈整合接觸。 白音高老組一段、 二段和三段構(gòu)成一個(gè)完整的沉積-火山噴發(fā)旋回。

圖2 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M火山巖剖面圖Fig.2 Profile of volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

表1 內(nèi)蒙古高堯?yàn)趵滓舾呃辖M火山巖實(shí)測(cè)剖面地層層序及韻律劃分Table 1 Stratigraphic sequence and rhythm classification of the measured section of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

3 巖石學(xué)特征

研究區(qū)白音高老組主要巖性特征如下:

粗安巖, 發(fā)育杏仁構(gòu)造和氣孔狀構(gòu)造(圖3a),斑狀結(jié)構(gòu)(圖3b), 斑晶13%～22%, 主要由鉀長(zhǎng)石(6%～10%)、 斜長(zhǎng)石(3%～8%) 和角閃石(4%±)組成, 粒度0.5～6.0 mm, 大者達(dá)10 mm。 鉀長(zhǎng)石主要呈半自形板狀, 為透長(zhǎng)石, 表面較干凈; 斜長(zhǎng)石呈半自形板條狀, 雜亂或似交織狀分布, 有時(shí)可見(jiàn)環(huán)帶結(jié)構(gòu), 聚片雙晶發(fā)育; 暗色礦物呈半自形—它形粒狀, 填隙狀分布于斜長(zhǎng)石粒間。 基質(zhì)78% ～87%, 主要由堿性長(zhǎng)石(70%～75%) 微晶組成, 呈半自形板條狀, 近于平行排列, 少量斜長(zhǎng)石和暗色礦物假象, 粒徑一般＜0.2 mm。

圖3 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M火山巖野外及顯微鏡下照片F(xiàn)ig.3 Outcrop photographs (left) and micrographs (right) of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

安山質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r, 發(fā)育熔結(jié)凝灰結(jié)構(gòu), 假流紋構(gòu)造, 巖石由晶屑 (10%)、 巖屑 (10% ～15%)、 玻屑 (10%) 及火山塵 (65% ～70%) 組成。 晶屑由斜長(zhǎng)石和少量石英組成, 呈棱角狀,略顯方向性排列。 巖屑以剛性為主、 塑性次之,大小一般以2 ～12 mm 為主。 其成分主要為流紋巖、安山巖、 凝灰?guī)r等。 塑性晶屑呈細(xì)長(zhǎng)帶狀。 玻屑多已壓扁拉長(zhǎng), 呈蚯蚓狀、 腸狀、 線紋狀等, 局部仍可見(jiàn)弧面多角狀、 雞骨狀、 弓狀等。

流紋巖, 灰白色、 淺紫色, 具有典型的流紋構(gòu)造 (圖3c、 3d), 少斑結(jié)構(gòu), 基質(zhì)霏細(xì)結(jié)構(gòu)、 微晶結(jié)構(gòu)。 斑晶由石英組成, 呈它形粒狀, 粒度一般為0.5 ～1.0 mm, 零星分布, 具熔蝕狀外貌。 基質(zhì)由長(zhǎng)英質(zhì)組成, 高嶺土化、 褐鐵礦化明顯。 長(zhǎng)英質(zhì)呈條帶狀定向排列, 少數(shù)長(zhǎng)英質(zhì)呈微晶狀,二者各自組成條帶, 相間排列構(gòu)成流紋構(gòu)造和紋層狀構(gòu)造, 遇斑晶則繞過(guò)。

球粒流紋巖, 灰白色, 局部顯紫色色調(diào), 少斑結(jié)構(gòu)—基質(zhì)球粒結(jié)構(gòu), 具流紋構(gòu)造 (圖3e)。 鏡下特征: 巖石由斑晶 (2%～3%)、 基質(zhì) (＞95%)組成。 斑晶由斜長(zhǎng)石假像組成, 半自形板狀, 粒徑一般0.3 ～1.3 mm, 零星分布, 強(qiáng)粘土化, 局部硅化, 呈假象產(chǎn)出。 基質(zhì)由長(zhǎng)英質(zhì)組成, 多指紋狀交生, 球粒狀產(chǎn)出, 圓球狀外形, 大小一般0.1 ～0.8 mm, 相對(duì)富集呈條紋條帶狀產(chǎn)出 (圖3f), 少部分呈柱狀、 扇狀、 集合體條紋狀產(chǎn)出, 少數(shù)長(zhǎng)英質(zhì)呈纖維狀, 集合體放射球粒狀產(chǎn)出, 圓球狀外形, 集合體一般＜0.4 mm, 不同結(jié)構(gòu)長(zhǎng)英質(zhì)各自相對(duì)富集呈條紋條帶狀相間分布, 形成流紋構(gòu)造,另見(jiàn)少數(shù)微粒狀石英填隙狀分布于文象交生體、球粒間, 長(zhǎng)英質(zhì)不均勻粘土化, 局部硅化、 褐鐵礦化。

黑曜巖, 灰黑色, 少斑—基質(zhì)玻璃質(zhì)結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造 (圖3g)。 薄片鏡下特征: 巖石由5%～10%的斑晶、 90%～95%的基質(zhì)組成。 斑晶由3%～8%斜長(zhǎng)石、 2%左右的黑云母構(gòu)成, 雜亂分布, 斑晶粒度一般在0.5 ～1.5 mm 之間; 斜長(zhǎng)石呈板狀,自形程度為半自形, 具聚片雙晶、 較少部分可見(jiàn)環(huán)帶構(gòu)造; 黑云母呈葉片狀, 呈棕色, 少部分暗化。 基質(zhì)由玻璃質(zhì)構(gòu)成, 無(wú)色, 大部分可見(jiàn)裂理,少量鐵質(zhì)沿其裂理分布 (圖3h)。

流紋質(zhì)晶屑凝灰?guī)r, 呈灰紫色, 凝灰結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造, 巖石由晶屑 (25%)、 巖屑 (10%)、玻屑和火山灰 (65%) 組成。 晶屑由石英、 斜長(zhǎng)石、 鉀長(zhǎng)石等組成, 大小一般為0.1 ～2.0 mm, 少數(shù)粒度為2 ～3 mm, 雜亂分布, 呈棱角狀—次棱角狀。 巖屑以剛性為主, 大小以0.5 ～2.0 mm 的凝灰物為主, 少數(shù)為2 ～4 mm 的火山角礫。 剛性巖屑呈次棱角狀, 成分為流紋巖、 安山巖等。 玻屑外形已基本消失, 部分隱約可見(jiàn)弧面多角狀外形, 現(xiàn)已脫玻為隱晶狀、 霏細(xì)狀長(zhǎng)英質(zhì), 粘土化明顯。

4 火山作用特征

路線調(diào)查和剖面測(cè)制 (圖2, 表1) 顯示, 研究區(qū)火山巖相主要為爆發(fā)相、 侵出相、 溢流相、火山通道相、 潛火山相及噴發(fā)-沉積相, 其中爆發(fā)相進(jìn)一步劃分為空落堆積相、 碎屑流堆積相和崩落堆積相, 在白音高老組二段和三段中均有發(fā)育。崩落堆積相出露較少, 主要分布于火山口附近,碎屑流堆積相、 空落堆積相和噴溢相自火山口向外呈環(huán)狀、 弧狀分布; 侵出相主要分布于火山口附近, 潛火山相主要呈巖榴和巖脈分布于火山機(jī)構(gòu)的中心部位和外圍, 多呈環(huán)狀、 放射狀、 帶狀巖脈 (體) 分布。 其空間展布明顯受火山構(gòu)造及環(huán)狀、 輻射狀斷裂控制, 與圍巖呈侵入接觸。 噴發(fā)-沉積相廣泛分布于火山盆地的邊部。

據(jù) 《火山巖地區(qū)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查方法指南》 (區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)地質(zhì)司, 1987) 和 《 “火山構(gòu)造-巖性巖相-火山地層” 填圖方法研究報(bào)告》 (盧清地,2004) 中火山構(gòu)造的劃分原則, 結(jié)合測(cè)區(qū)地質(zhì)構(gòu)造、 地層、 巖性巖相及火山構(gòu)造空間分布特征,將測(cè)區(qū)火山構(gòu)造劃分出1 個(gè)Ⅳ級(jí)火山構(gòu)造——洪浩爾必其早白堊世火山噴發(fā)盆地, 12 個(gè)Ⅴ級(jí)火山機(jī)構(gòu) (層狀火山、 破火山、 火山噴發(fā)中心) (圖1b)。其中, 白音高老組二段出露的Ⅴ級(jí)火山機(jī)構(gòu)主要分布在火山噴發(fā)盆地的外圍, 研究區(qū)的東部和東南部, 自北向南分別為: 高堯?yàn)趵瓥|破火山、 烏拉蓋水庫(kù)東層狀火山和958 高地層狀火山; 白音高老組三段出露的Ⅴ級(jí)火山機(jī)構(gòu)在研究區(qū)分布較廣泛, 自北向南分別為: 1036 高地破火山、 喇敏溫多爾破火山、 高堯?yàn)趵苹鹕健?沙爾必其破火山、991 高地破火山、 1029 高地破火山、 1064 高地破火山、 干其敖包特破火山和浩勒包破火山。 火山構(gòu)造空間組合方式為串珠狀和疊置式。

5 分析方法

高堯?yàn)趵滓舾呃辖M二段粗安巖和三段流紋巖的主量、 微量元素分析測(cè)試均在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實(shí)驗(yàn)室完成。 主量元素分析采用Panalytical 公司PW440 型X 熒光光譜儀 (XRF)測(cè)定, 分析誤差低于5%; 微量和稀土元素采用Thermo Fisher 公司X-Se-risep 型電感耦合等離子質(zhì)譜儀 (ICP-MS) 測(cè)定, 分析精度和準(zhǔn)確度一般優(yōu)于5%。 鋯石分選在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實(shí)驗(yàn)室完成, 采用重液浮選和電磁分離方法進(jìn)行挑選, 在雙目鏡下對(duì)分選出的鋯石進(jìn)行人工挑選, 盡量挑選無(wú)包裹體、 無(wú)裂紋和透明度高、 晶形完好的鋯石顆粒作為測(cè)定對(duì)象。 鋯石陰極發(fā)光(CL) 圖像分析由北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司的高分辨熱場(chǎng)發(fā)射能譜陰極發(fā)光室 (SEM-EDS-CL) 完成。 鋯石原位U-Pb 同位素年齡分析在中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心實(shí)驗(yàn)測(cè)試室完成, 鋯石定年所用儀器為 Thermo Fisher 公司Neptune 型MCICP-MS 及與之配套的New Wave UP 193 激光剝蝕系統(tǒng)。 激光剝蝕斑束直徑為32 μm, 激光剝蝕樣品的深度為20 ～40 μm, 鋯石年齡計(jì)算采用國(guó)際上通用的標(biāo)準(zhǔn)鋯石GJ-1 作為外標(biāo), 元素含量采用美國(guó)國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)局人工合成硅酸鹽玻璃NIST SRM610作為外標(biāo),29Si 作為內(nèi)標(biāo)元素進(jìn)行校正。 數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal 8.4 程序 (Liu et al. , 2008),并采用 Andersen (2002) 方法對(duì)測(cè)試數(shù)據(jù)進(jìn)行普通鉛校正, 年齡計(jì)算及諧和圖繪制采用ISOPLOT(3.0 版)(Ludwig, 1991, 2003; Yuan et al., 2004)完成。

6 分析結(jié)果

6.1 鋯石U-Pb 同位素

對(duì)高堯?yàn)趵滓舾呃辖M二段的1 件粗安巖樣品(TW9846) 和三段的1 件流紋巖樣品 (TW9850) 進(jìn)行了LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 同位素分析。 粗安巖(TW9846) 樣品共選取21 粒鋯石進(jìn)行測(cè)定, CL 圖像(圖4a) 顯示粗安巖樣品的鋯石多呈透明, 半自形—自形長(zhǎng)柱狀, 長(zhǎng)寬比1 ∶1 ～2 ∶1, 鋯石粒度較小, 粒徑多 在40 ～80 μm 之 間, 陰極發(fā)光圖像(CL) 顯示部分鋯石環(huán)帶發(fā)育欠佳, 內(nèi)部無(wú)殘留核,外部無(wú)變質(zhì)邊, 具有中性巖漿鋯石特征 (Su et al.,2008; 李長(zhǎng)民, 2009; 劉建輝等, 2011)。 從表2 中可以看出, 21 個(gè)測(cè)點(diǎn)Th 和U 的含量分別為78×l0-6～270×l0-6和337×l0-6～864×l0-6, Th/U 比值變化較小(Th/U=0.21～0.36), 比值均大于0.2, Th 和U 具有良好的正相關(guān)關(guān)系, 屬于巖漿鋯石特征 (Claesson et al., 2000; Belousova et al., 2002)。 LA-ICP-MS鋯石U-Pb 定年結(jié)果顯示(表2), 21 個(gè)測(cè)點(diǎn)的諧和度均較高,206Pb/238U 年齡值為125±1～134±2 Ma, 21個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)均落在諧和線上或其附近 (圖 5a), 加權(quán)平均年齡為128.2±0.9 Ma (MSWD=4.1; 圖5b),認(rèn)為可以代表粗安巖的結(jié)晶年齡。

圖4 內(nèi)蒙古東烏旗高堯?yàn)趵滓舾呃辖M二段粗安巖和三段流紋巖鋯石陰極發(fā)光代表圖像Fig.4 Representative cathodoluminescent (CL) images of zircons for the trachyandesites and rhyolites from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

流紋巖 (TW9850) 樣品的鋯石多呈透明, 半自形—自形長(zhǎng)柱狀, 長(zhǎng)寬比1 ∶1 ～3 ∶1, 鋯石粒徑多在40 ～80 μm 之間, 鋯石陰極發(fā)光圖像 (CL)顯示大部分鋯石粒度較小且振蕩環(huán)帶欠發(fā)育, 內(nèi)部無(wú)殘留核, 外部無(wú)變質(zhì)邊 (圖4b), 具酸性巖漿巖鋯石的特征 (Su et al. , 2008; 李長(zhǎng)民, 2009;劉建輝等, 2011)。 從表2 中可以看出, 17 個(gè)測(cè)點(diǎn)Th 和U 含量變化范圍分別為99×l0-6～281×l0-6和343×l0-6～854×l0-6, 17 個(gè)測(cè)點(diǎn)Th/U 比值變化較小(Th/U=0.22 ～0.43), 均大于0.2, 屬于巖漿鋯石特征 (Claesson et al. , 2000)。 LA-ICP-MS 鋯石UPb 定年結(jié)果 (表2) 顯示, 17 個(gè)測(cè)點(diǎn)的諧和度均較高,206Pb/238U 年齡為123±1 ～128±1 Ma, 大多數(shù)測(cè)點(diǎn)落在諧和線及其附近 (圖5c), 加權(quán)平均年齡為125.5±0.5 Ma (MSWD=1.01; 圖5d), 認(rèn)為可以代表流紋巖的結(jié)晶年齡。

表2 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M二段粗安巖和三段流紋巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 同位素分析結(jié)果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic analysis of the trachyandesites and rhyolites from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

6.2 地球化學(xué)特征

此次分別選取了高堯?yàn)趵滓舾呃辖M二段5 件粗安巖和三段5 件流紋巖樣品, 進(jìn)行了主量元素、微量元素和稀土元素的分析, 分析結(jié)果見(jiàn)表3。

從表3 中可以看出, 白音高老組二段粗安巖樣品SiO2含量為57.45% ～64.11%, 平均值為61.37%;CaO 含量為1.15%～4.53%, 平均2.32%; Ti2O 含量較低, 為0.48%～1.63%, 平均1.00%; MgO 含量為0.68% ～1.03%; Mg#中等, 在21.94 ～32.43之間; Al2O3含量高, 為15.80% ～24.32%, 平均19.38%; 全 堿 (K2O + Na2O) 含量為 7.47% ～8.82%, 平均8.07%。 Al2O3的摩爾數(shù)與CaO, Na2O和K2O 的摩爾數(shù)之和的比值 (A/CNK) 在0.93 ～2.01 之間, 平均為1.36, 屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)—弱過(guò)鋁質(zhì)巖石。 在TAS 火山巖分類(lèi)圖解 (圖6) 中, 樣品點(diǎn)落在粗面巖和粗面安山巖區(qū); 在SiO2-K2O 圖(圖7) 中, 樣品點(diǎn)落入高鉀鈣堿性系列和鉀玄巖系列; 在A/CNK-A/NK 圖解 (圖8) 中, 樣品點(diǎn)落在準(zhǔn)鋁質(zhì)—過(guò)鋁質(zhì)巖石系列。 三段流紋巖樣品,富硅 ( SiO2含量 76.02% ～77.87%, 平 均 值76.67%), 富鉀(4.46%～4.81%, 平均值4.65%),富堿 (K2O+Na2O 含量為8.02% ～8.46%, 平均值8.29%), 貧CaO (0.43%～0.96%, 平均值0.56%),貧MgO (0.07%～0.15%, 平均值0.1%), 貧P2O5(0.02%～0.03%, 平均值0.02%) 和TiO2(0.05%～0.06%, 平均值 0.06%); Al2O3 含量較低, 為11.55%～12.71%, 平均12.34%; A/CNK 在0.96 ～1.06 之間, 平均為1.02, 屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)—弱過(guò)鋁質(zhì)巖石。 在TAS 火山巖分類(lèi)圖解 (圖6) 中, 樣品點(diǎn)落在流紋巖區(qū); 在SiO2-K2O 圖 (圖7) 中, 樣品點(diǎn)落入高鉀鈣堿性系列; 在A/CNK-A/NK 圖解(圖8) 中, 樣品點(diǎn)落在準(zhǔn)鋁質(zhì)—過(guò)鋁質(zhì)巖石系列。

白音高老組三段流紋巖表現(xiàn)出較高的 (Na2O+K2O) /CaO (8.81 ～19.63, 平均值16.16), K2O/MgO (31.67 ～63.71, 平均值49.69),TFeO/MgO(3.60 ～14.51, 平均值9.43) 以及較高的微量元素Rb/Nb 和Y/Nb 值。

圖5 鋯石U-Pb 年齡諧和圖和直方圖Fig.5 Zircon U-Pb concordia diagrams and histograms

從表3 中可以看出: 二段粗安巖稀土元素豐度較高, 稀土總量Σ REE 為126.55×10-6～164.38×10-6平均值為145.33×10-6; LREE/HREE 比值為5.87～7.88, 輕重稀土分異明顯; (La/Yb)N=5.20 ～7.89, 平均值為6.54, 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分曲線 (圖9a) 呈輕稀土富集、 重稀土輕度虧損的緩慢右傾形式, Eu 負(fù)異常不明顯 (δEu = 0.63 ～0.93); 原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蜘蛛圖顯示大離子親石元素 (LILE) Rb, K 及高場(chǎng)強(qiáng)元素 (HFSE) Th, U富集, 高場(chǎng)強(qiáng)元素 (HFSE) Nb, Ta, Ti 和P 相對(duì)虧損的特征 (圖9b)。 三段流紋巖稀土元素豐度較高, 稀土總量Σ REE 為100.45×10-6～170.04×10-6, 平均值為133.66×10-6; LREE/HREE 比值為6.52 ～9.51, 平均值為7.8; 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分曲線 (圖9c) 呈海鷗式分布, 輕稀土富集右傾, 輕重稀土分餾較明顯, (La/Yb)N=6.10 ～9.15, 平均值為7.66, Eu 負(fù)異常明顯,δEu 為0.20 ～0.29, 說(shuō)明源區(qū)巖漿分離結(jié)晶過(guò)程中斜長(zhǎng)石大量晶出或存在斜長(zhǎng)石結(jié)晶作用殘留; 原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蜘蛛圖(圖9d) 顯示了大離子親石元素 (LILE)Rb, K 和Th, U 富集明顯; 并具有明顯的高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE) Ti, Nb, Ta 和Sr, P 虧損的特征。

表3 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M二段粗安巖和三段流紋巖主量元素 (%) 和微量元素 (×10-6) 分析結(jié)果Table 3 Major (wt%) and trace (×10-6) element analysis results of the trachyandesites and rhyolites from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

圖6 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M火山巖TAS 分類(lèi)圖Fig.6 TAS diagram of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

圖7 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M火山巖SiO2-K2O 分類(lèi)圖解Fig.7 SiO2 vs K2O classification diagram of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

圖8 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M火山巖A/CNK-A/NK 圖Fig.8 A/CNK-A/NK diagram of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

7 討論

7.1 形成時(shí)代及巖漿序列

新劃分的高堯?yàn)趵滓舾呃辖M二段粗安巖和三段流紋巖中LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡分為128.22±0.93 Ma 和125.47±0.48 Ma。 CL 圖 像(圖4) 顯示鋯石均具有典型巖漿成因特征, 因此該組年齡分別代表了白音高老組二段和三段的形成時(shí)代, 指示高堯?yàn)趵滓舾呃辖M形成于早白堊世。

受測(cè)試手段限制, 早期研究者對(duì)白音高老組火山巖形成時(shí)代的認(rèn)識(shí)與近年來(lái)的研究成果有較大差異, 如 《內(nèi)蒙古地質(zhì)志》 (1991) 將白音高老組置于晚侏羅世; 李文國(guó) (1996) 在對(duì)大興安嶺晚中生代火山巖地層進(jìn)行厘定的過(guò)程中, 利用地層學(xué)的理論與方法將白音高老組劃入晚侏羅世。而近年來(lái)發(fā)表的大興安嶺地區(qū)白音高老組火山巖鋯石U-Pb 年齡主要集中在134 ～122 Ma, 顯示其形成時(shí)代為早白堊世, 如林敏 (2018) 獲得內(nèi)蒙古德莫哈達(dá)盆地白音高老組火山巖鋯石U-Pb 年齡為128 ～125 Ma, 司秋亮等 (2016) 獲得大興安嶺柴河白音高老組流紋巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡為129 ～137 Ma, 張樂(lè)彤等 (2015) 獲得大興安嶺中段白音高老組火山巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡為131 Ma。 白音高老組火山巖形成時(shí)代認(rèn)識(shí)上存在分歧的主要原因是前期部分學(xué)者地層劃分主要依據(jù)區(qū)域地層對(duì)比、 巖石組合特征和化石資料,但是火山巖沉積夾層中的植物化石碎片往往不具備確切的定年依據(jù), 缺乏高精度的年代學(xué)約束。文章通過(guò)詳細(xì)系統(tǒng)的野外調(diào)查、 火山巖地層學(xué)和高精度年代學(xué)研究, 新獲得的二段粗安巖和三段流紋巖的鋯石U-Pb 年齡 (128.2±0.9 Ma, 125.5±0.5 Ma), 與近年來(lái)發(fā)表的大興安嶺地區(qū)白音高老組火山巖鋯石U-Pb 年齡 (134 ～122 Ma) 相一致,進(jìn)一步限定了白音高老組火山巖形成于早白堊世。二段粗安巖和三段流紋巖的鋯石U-Pb 年齡分別為128.2±0.9 Ma 和125.5±0.5 Ma, 也進(jìn)一步顯示了早白堊世巖漿序列具有從中性到酸性演化的特點(diǎn)。

圖9 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M火山巖稀土元素及微量元素特征Fig.9 Distribution pattern of rare earth elements and trace elements of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

7.2 構(gòu)造背景

高堯?yàn)趵滓舾呃辖M二段發(fā)育粗安巖和粗面巖。 關(guān)于粗面巖和粗安巖的成因, 目前主要有兩種觀點(diǎn): ①下地殼或富集地幔的部分熔融 (李曉勇等, 2004; 章邦桐等, 2011), 熱源可能為伸展條件下的巖漿底侵作用; ②玄武質(zhì)巖漿的貢獻(xiàn),加上中地殼混染 (汪洋等, 2009)。 如上所述, 白音高老組二段粗安巖富堿、 高K2O/Na2O 比值、TiO2含量低、 Al2O3含量高, 強(qiáng)烈富集大離子親石元素 (LILE; 如Rb, Ba, Th, U 等) 和輕稀土元素 (LREE), 相對(duì)虧損Nb, Ta 和Ti 等高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE), 表明白音高老組二段粗安巖來(lái)源于俯沖板片釋放的流體交代的巖石圈地幔 (章邦桐等,2011; 張祥信等, 2016), 而不是由板內(nèi)洋島玄武巖 (OIB) 或大洋中脊玄武巖 (MORB) 成分的巖漿經(jīng)歷陸殼混染的結(jié)果。 區(qū)域上SSZ 型蛇綠巖的分布表明興蒙造山帶在晚古生代發(fā)生了多期洋殼俯沖事件 ( 李英杰等, 2012; Li et al. , 2018,2020), 交代組分主要來(lái)源于古亞洲洋閉合期間俯沖板片釋放的流體。 關(guān)于其形成的大地構(gòu)造環(huán)境,如上所述, 白音高老組二段粗安巖顯示Ta-Nb-Ti負(fù)異常、 Sr 和P 負(fù)異常, 具顯著的Pb 峰和Zr, Hf正異常。 Eu 輕微負(fù)異常 (δEu= 0.63 ～0.93)、 富集LILE 和LREE, 微量元素分布形式與板內(nèi)玄武巖較一致, 與美國(guó)西部盆嶺區(qū)新生代火山巖地球化學(xué)特征相似, 是在巖石圈伸展和減薄過(guò)程中為俯沖板片流體交代的巖石圈地幔減壓部分熔融形成的 (Zhang et al. , 2008b; Ying et al, 2010)。 區(qū)域古地磁和地質(zhì)資料指示, 早白堊世區(qū)域構(gòu)造環(huán)境為拉張環(huán)境 (Metelkin et al. , 2010; Cocks and Torsvik, 2013)。 因此, 伸展作用觸發(fā)先前俯沖板片釋放流體交代的富集巖石圈地幔發(fā)生減壓部分熔融, 應(yīng)是本區(qū)白音高老組二段粗安巖的成因。

高堯?yàn)趵滓舾呃辖M三段流紋巖富硅、 鉀、 堿,貧Al2O3, MgO, CaO, P2O5, TiO2, Sr, Ba, Eu,Ti 和P, 具有較高的 (Na2O+K2O) /CaO,TFeO/MgO 和K2O/MgO 值, 相對(duì)富集Rb, Th, K, Ta,Hf 和Y, 稀土元素配分曲線為 “海鷗式”, 具明顯負(fù)Eu 異常, 其地球化學(xué)屬性符合 “A 型” 花崗巖的地球化學(xué)特征 (孫德有等, 2005; 張旗等,2012; 張旗, 2013)。 在 (Y+Nb) -Rb, Y-Nb 圖解(圖10) 中, 流紋巖樣品點(diǎn)都落入后碰撞花崗巖的范圍內(nèi)。 在A 型花崗巖三角形判別圖 (圖11) 中,巖石樣品點(diǎn)均落入A2型花崗巖區(qū)域, 指示造山后的伸展拉張構(gòu)造環(huán)境。

圖10 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M流紋巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig.10 Discrimination diagrams showing the tectonic environment of the rhyolites from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

圖11 A1 和A2 型花崗巖類(lèi)三角形判別圖解 (Eby, 1992)Fig.11 Triangular discriminant diagrams for the A1- and A2-type granitoids (Eby, 1992)

隨著對(duì)中亞造山帶東段內(nèi)蒙中部地區(qū)俯沖增生雜巖、 島弧巖漿巖、 后造山型花崗巖類(lèi)等巖石學(xué)、 地球化學(xué)、 年代學(xué)、 古生物學(xué)等研究的不斷深入, 越來(lái)越多的地質(zhì)資料揭示, 華北板塊與西伯利亞板塊最終碰撞造山縫合的時(shí)間為二疊紀(jì)末至中三疊世 (Xiao et al. , 2009, 2015b, 2018;Pei et al. , 2018)。 對(duì)于中亞造山帶東段進(jìn)入后造山伸展拉張階段的時(shí)限和大興安嶺中生代火山巖形成的構(gòu)造環(huán)境的研究存在爭(zhēng)論。 Miao et al.(2008) 和孫德有等 (2004) 認(rèn)為, 中亞造山帶東段后造山巖漿作用起始于中晚三疊世; 劉紅濤等(2002) 系統(tǒng)地研究了華北北緣的中生代花崗巖類(lèi), 認(rèn)為160 Ma 以前的中生代早中期, 區(qū)域巖石圈仍處于碰撞后前期的強(qiáng)烈加厚的過(guò)程之中,150 ～110 Ma 為后造山伸展拉張階段的晚期巖石圈強(qiáng)烈伸展拉張時(shí)期, 之后在110 Ma 左右演化為板內(nèi)非造山階段; 滕超等 (2019) 認(rèn)為, 小烏蘭溝早白堊世A2型花崗巖形成于蒙古-鄂霍茨克洋閉合造山后的巖石圈伸展構(gòu)造環(huán)境。

已有研究對(duì)大興安嶺中生代火山巖形成的構(gòu)造環(huán)境分歧較大, 目前主要有以下幾種觀點(diǎn):①葛文春等 (2000) 認(rèn)為其形成與地幔柱上涌導(dǎo)致上覆巖石圈伸展作用有關(guān); ②李可等 (2012)、張祥信等 (2016) 認(rèn)為與蒙古-鄂霍茨克洋閉合造山后的伸展構(gòu)造背景有關(guān); ③譚皓元等 (2017)認(rèn)為其形成與古太平洋板塊俯沖于歐亞大陸之下的弧后伸展環(huán)境有關(guān)。 地幔熱柱模式具有火山巖呈環(huán)狀分布的特征, 但經(jīng)已有研究發(fā)現(xiàn)大興安嶺地區(qū)并不存在環(huán)狀火山巖帶。 而且, 與地幔熱柱作用有關(guān)的巖漿作用持續(xù)時(shí)間比較短 (莫宣學(xué)等,2003; 程天赦等, 2012); 然而實(shí)際上從侏羅紀(jì)到白堊紀(jì)都有火山巖的形成, 跨越了較長(zhǎng)的時(shí)間,所以不能用地幔熱柱的模式來(lái)解釋。 中國(guó)東部大規(guī)模巖漿活動(dòng)主要在早侏羅—早白堊世 (188 ～125 Ma), 而古太平洋板塊從三疊紀(jì)—早白堊世(125 Ma 以前) 大體是南北向擴(kuò)張的, 只有在125 ～100 Ma 和43 Ma 至今的兩段時(shí)間內(nèi)是向西俯沖的, 因此, 早白堊世 (125 Ma) 以前在大興安嶺發(fā)生的巖漿活動(dòng)均與古太平洋板塊的俯沖無(wú)關(guān)(張旗, 2018)。 研究表明, 華北板塊與西伯利亞板塊在二疊紀(jì)末至中三疊世最終碰撞縫合 (Xiao et al. , 2009, 2015b, 2018; Pei et al. , 2018), 中亞造山帶東段在中新生代主要受蒙古-鄂霍茨克洋及古太平洋板塊俯沖過(guò)程的疊加 (Zuza and Yin,2017; 張?jiān)罉蚝投瓨?shù)文, 2019)。 三疊世至早侏羅世, 蒙古-鄂霍茨克洋處于陸陸碰撞造山階段, 中晚侏羅世至早白堊世處于碰撞造山后伸展垮塌階段 (佘宏全等, 2012), 產(chǎn)生了大量侏羅—白堊紀(jì)巖漿巖。 因此, 大興安嶺大面積分布的晚中生代火山巖的形成可能與蒙古-鄂霍次克洋的閉合及閉合后的伸展構(gòu)造環(huán)境有關(guān)。

由此推測(cè), 內(nèi)蒙古高堯?yàn)趵?28 ～125 Ma 處于造山后巖石圈伸展作用階段, 白音高老組火山巖可能形成于蒙古-鄂霍次克洋閉合造山后的伸展構(gòu)造環(huán)境中。

8 結(jié)論

(1) 1 ∶50000 區(qū)域地質(zhì)調(diào)查系統(tǒng)的路線調(diào)查、實(shí)測(cè)剖面和巖石學(xué)研究顯示, 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M劃分為3 個(gè)巖性段, 一段為火山碎屑沉積巖, 二段為中性熔巖夾火山碎屑巖, 三段為酸性熔巖和酸性火山碎屑巖組合, 構(gòu)成一個(gè)完整的沉積-噴發(fā)旋回。 早期至晚期巖漿具有由中性向酸性演化的特征。

(2) 新獲得高堯?yàn)趵滓舾呃辖M二段粗安巖和三段流紋巖的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡分別為128.2±0.9 Ma 和125.5±0.5 Ma, 表明其形成時(shí)代為早白堊世。

(3) 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M劃分出爆發(fā)相、 侵出相、 溢流相、 火山通道相、 噴發(fā)-沉積相及潛火山相, 其中爆發(fā)相進(jìn)一步劃分為空落堆積相、 碎屑流堆積相和崩落堆積相; 根據(jù)火山巖巖性-巖相-火山機(jī)構(gòu)的研究, 將研究區(qū)火山構(gòu)造劃分出1個(gè)Ⅳ級(jí)火山噴發(fā)盆地和12 個(gè)Ⅴ級(jí)火山機(jī)構(gòu)。

(4) 高堯?yàn)趵滓舾呃辖M三段流紋巖具有A2型花崗巖的特征, 指示該區(qū)早白堊世火山巖形成于伸展構(gòu)造環(huán)境。

致謝:本文在野外調(diào)查和寫(xiě)作過(guò)程中得到中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心谷永昌、 劉永順的指導(dǎo)和幫助; 審稿專(zhuān)家提出了建設(shè)性的修改意見(jiàn), 在此一并表示衷心的感謝!