大兴安岭北段塔源地区～330Ma变辉长岩-花岗岩的岩石成因及构造意义*

冯志强　刘永江,2　温泉波　韩国卿　李伟民　张丽

1.吉林大学地球科学学院，长春　1300612.西北大学大陆动力学国家重点实验室，西安　7100691.

1　引言

大兴安岭地区大地构造位置上处于兴蒙造山带东段，自北向南跨越额尔古纳地块、兴安地块和松嫩地块(图1a)，其所处独特构造位置已成为揭示东北地区各地块拼贴构造演化及大陆动力学研究的重要场所。其中额尔古纳地块与兴安地块之间的缝合带传统上一般认为是德尔布干断裂带，并认为其形成时代为早古生代(李春昱，1980)，虽然在该缝合带两侧存在地球物理异常方面差异(张兴洲等，2006)，但未见典型关于缝合带相关岩石报道。随着野外地质调查和研究工作不断深入，得尔布干断裂主要为一中生代走滑断裂(郑常青等，2009；张丽等，2013)，并不具有缝合带的性质，但在德尔布干断裂带东侧发现了一些缝合带证据，如新林蛇绿岩、塔源辉长岩、吉峰蛇绿岩、头道桥和额尔古纳右旗的蓝片岩等(李瑞山，1991；叶慧文等，1994；胡道功等，1995；吴福元等，1999；钟辉和傅俊彧，2006；刘永江等，2010)，故认为额尔古纳地块和兴安地块最后碰撞拼合的位置应该位于新林-喜桂图旗一线，关于这点已经得到了许多学者的共识(王成文等，2008；刘永江等，2010；张丽等，2013)。然而，对该缝合带形成具体时代仍存在较大争论，李瑞山(1991)根据新林蛇绿岩中层状超镁铁质岩内金云母K-Ar同位素年龄为539Ma，认为其形成时间是早寒武世；朱绅玉和杨继贤(1991)发现伊列克得-阿里河蛇绿岩带，认为其时代为晚泥盆世至早石炭世；胡道功等(2001，2003)根据吉峰-嘎仙-环二库一线基性-超基性岩带的Sm-Nd同位素年龄(～1727±74.7Ma)，判别其形成于中元古代；葛文春等(2005)对塔河县附近后造山花岗岩组合(494～480Ma)研究显示，额尔古纳地块和兴安地块的碰撞拼贴在古生代早期之前已完成；近期对伊敏河头道桥蓝片岩测年研究表明，其原岩时代主要是500～490Ma(周建波等，未发表)，说明新林-喜桂图旗缝合带应形成于早古生代。针对以上问题，本文选择位于大兴安岭北段出露较好的塔源变辉长岩及花岗岩作为研究对象(图1b)，试图通过构造年代学、岩石学及地球化学的研究，确定塔源变辉长岩和花岗岩的侵位时代和性质，探讨其与新林-喜桂图旗缝合带之间的关系，为进一步探讨大兴安岭北段大地构造格架及其演化提供证据。

2　地质背景及岩性特征

研究区位于大兴安岭北部塔源地区(图1b)，大地构造上位于新林-喜桂图旗缝合带，即额尔古纳地块与兴安地块结合部，额尔古纳地块为具有前寒武纪(甚至古元古代末期)结晶基底的古老微陆块(Tangetal.,2013; 孙立新等,2013)，主要是由角闪岩相变质的兴华渡口群、绿片岩相变质的佳疙瘩群和少量新元古代花岗质岩石组成，上覆沉积盖层以中新生代地层为主，古生代地层出露较少，花岗岩及中生代火山岩极为发育。兴安地块岩浆活动以中生代火山岩和花岗岩为主，古生代地层出露广泛，早古生代地层主要位于兴安地块北部，为一套岛弧和浊积岩建造，在岛弧火山岩建造中发育多宝山超大斑岩型铜矿，晚古生代地层则主要分布于南部，多以碎屑沉积岩为代表(苗来成等,2003;Miaoetal.,2007; Geetal.,2007)。据早期1:20万塔源幅地质报告记录(张重光等,1985)，塔源镇附近变辉长岩先前被认为早寒武世的变辉长岩岩体，岩体似椭圆型呈近北东向展布，但受强烈风化及植被覆盖影响，难以确定具体变辉长岩出露范围。本文选取塔源西北部出露较好岩体作为研究对象，该岩体岩性较单一，岩性内部岩相不明显，变辉长岩与花岗岩接触并被侵入(图2a，c)，主要表现为花岗岩呈不规则脉侵入到变辉长岩岩体中(图2b)，有粗有细，有的呈尖灭状(图2b)，有的互相贯通(图2d)。在两者接触处形成边缘混合岩化，且此混合岩脉体物质较少，沿基体物质的矿物边界和粒间进行交代；基质物质由斜长石、角闪石等构成，斜长石多强绢云母化，并为次生微晶角闪石或钠长石所交代，且有绿泥石、绿帘石化现象。

图1大兴安岭塔源地区地质简图(据张重光等,1985*张重光，李瑞山，王莹等.1985.1:20万塔源幅区域地质调查报告.黑龙江地质矿产局修改)
Fig.1Geological sketch map of Tayuan area,Da Xing’an Mountains

图2　塔源变辉长岩与花岗岩的接触关系(a、b)-花岗岩以脉状形式插入辉长岩；(c)-花岗岩与变辉长岩的接触边缘；(d)-花岗岩脉之间互相贯通，将辉长岩切割成不等形状Fig.2　Contact relation between the Tayuan meta-gabbros and granite

变辉长岩(TY902-1)：岩石呈灰绿色，块状构造，中细粒半自形粒状结构，矿物成分主要包括，斜长石呈长柱状、板状或粒状，含量高达50%，发育聚片双晶，可见绿帘石化、绢云母化，粒径1.5～3mm；角闪石(30%～40%)多呈短柱状，粒径1.5～3mm，主要为黄土色，其中包含细粒斜长石，局部见辉石残留；辉石(3%～5%)为单斜辉石，以粒状为主，多数为角闪石交代后的残留，粒径0.25～0.5mm；黑云母呈片状，发育绿泥石化(图3a，b)。其他副矿物有磁铁矿、榍石、钛铁矿、磷灰石等。

图3　大兴安岭塔源变辉长岩(a、b)和花岗岩(c、d)的显微结构Py-辉石；Hbl-角闪石；Pl-斜长石；Qtz-石英Fig.3　Textures of the Tayuan meta-gabbros (a,b) and granites (c,d) from Da Xing’an Mountains

花岗岩(TY902-2)：呈浅灰-灰红色，为中-粗粒花岗结构，块状构造，具硅化及压碎特征，主要矿物组成为石英(20%～50%)、他形粒状，波状消光，粒径0.1～1.2mm；斜长石(40%)呈半自形板状，发育聚片双晶，粒径0.5～1.5mm；绢云母化；钾长石(10%)呈半自形粒状，粒径0.2～1.2mm，具格子双晶(图3c，d)。副矿物主要为榍石、磷灰石及磁铁矿，且磁铁矿多已褐铁矿化。

图4　塔源变辉长岩(a)和花岗岩(b)锆石U-Pb年龄谐和图Fig.4　Concordian U-Pb diagrams of the Tayuan meta-gabbro (a) and granite (b)

图5　塔源变辉长岩(a)和花岗岩(b)的锆石阴极发光图像Fig.5　Zircon Cathodoluminescences (CL) images from the Tayuan meta-gabbro (a) and granite (b)

3　样品和分析方法

选择新鲜样品经过无污染碎样后在中国科学院地质与地球物理研究所完成主量、微量和稀土元素分析。其中主量元素采用熔片法X-射线荧光光谱法(XRF)测定，分析准确度和精度优于2%～3%；微量元素和稀土元素是用Teflon熔样罐进行熔样，然后采用Finnigan MAT公司生产的双聚焦高分辨等离子体质谱仪ICP-MS进行测定，准确度和精度优于10%；Fe2O3、FeO采用容量法(VOL)测定。

本文测年锆石的分选在河北廊坊地质调查院完成，锆石U-Pb同位素定年在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行。将人工重砂分选的锆石颗粒用环氧树脂固定并抛光，使锆石颗粒露出核部。在测定之前，用体积分数为3%的HNO3清洗样品表面，以除去表面污垢；然后进行透射光和反射光照相，并在英国Gatan公司生产的Mono CL3+阴极发光装置系统上进行阴极发光(CL)照相。实验采用激光剥蚀等离子体分析技术(LA-ICP-MS)，实验激光束斑直径为32μm，频率为10Hz，激光能量为0.09J，采用高纯氦气作为剥蚀物质的载气，每个分析点的气体背景采集时间为30s，信号采集时间为40s。采用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM610进行仪器最佳化，利用哈佛大学国际标准锆石91500作为外部校正(柳小明等，2007)。样品的同位素比值计算采用GLITTER(ver4.0 Macquarie University)程序。年龄计算采用Isoplot程序(Ver3.23)。实验数据运用Andersen的方法进行同位素比值校正(袁洪林等，2003)，以消除普通204Pb的影响。

表1塔源变辉长岩和花岗岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果
Table 1Zircon LA-ICP-MS U-Pb data of the Tayuan meta-gabbro and granite

测点号PbThU(×10-6)Th/U207Pb/206Pb207Pb/235U206Pb/238U207Pb/206Pb(Ma)207Pb/235U(Ma)206Pb/238U(Ma)208Pb/232Th(Ma)比值±1σ比值±1σ比值±1σ年龄±1σ年龄±1σ年龄±1σ年龄±1σTY902⁃1：变辉长岩，23个测点，加权平均年龄为331．0±2．6Ma，MSWD=0．36；N：51°27′31．2″，E：124°15′48．7″TY902⁃1⁃01862940 660 058820 006960 413480 048050 050980 001135602683513532173166TY902⁃1⁃02141602240 720 054810 00240 398850 013460 052770 00086404473411033253306TY902⁃1⁃03547670 690 055810 006510 402800 046010 052350 001234452663443332983276TY902⁃1⁃047991040 960 049650 003050 359750 019580 052540 00095179923121533063228TY902⁃1⁃0538550 150 053830 004390 378260 028700 050960 0010736413432621320734733TY902⁃1⁃06434750 460 052440 003690 380540 024400 052620 0010130511132718331633212TY902⁃1⁃077601220 490 052250 003140 373700 019690 051860 000962968632215326631410TY902⁃1⁃08439630 620 057080 004240 418850 028480 053210 0010949511435520334732912TY902⁃1⁃09546840 550 048010 004100 347260 027740 052450 0011010013830321330745530TY902⁃1⁃10423620 370 054420 003680 401580 024510 053510 0010138810334318336633514TY902⁃1⁃117941190 790 049720 002730 366120 017220 053400 00093182773171333563407TY902⁃1⁃12434600 560 058960 004860 433430 033240 053310 0011556613036624335732514TY902⁃1⁃13680980 820 056710 003280 408190 020490 05220 00095480793481532863368TY902⁃1⁃14440740 540 055580 004530 404090 030650 052720 0011243613234522331731215TY902⁃1⁃15326580 450 054390 003100 394860 019510 052650 00096387783381433163309TY902⁃1⁃16193313031 090 051270 003400 375110 022340 053060 0010125310232316333632710TY902⁃1⁃179941460 650 054370 003070 399030 019450 053220 00096386773411433463499TY902⁃1⁃18548770 620 052860 002990 387040 018980 053100 00095323793321433463297TY902⁃1⁃197731040 700 055760 002980 40490 018310 052660 00094443693451333163337TY902⁃1⁃2081071100 970 056580 003550 410630 022870 052630 001004758934916331637510TY902⁃1⁃21131941970 980 051120 003310 37250 021640 052850 001002469932216332636311TY902⁃1⁃227911110 820 053970 003330 39210 023210 052690 000913701433361733163304TY902⁃1⁃23543770 550 053520 004380 390760 029750 052950 0011235113433522333732214TY902⁃2：花岗岩，20个测点，加权平均年龄为329 4 0±2 4Ma，MSWD=0 84；N：51°27′31 2″，E：124°15′48 7″TY902⁃2⁃01542889673 350 051050 001760 358660 007890 050960 0007524326311632053246TY902⁃2⁃02355964850 810 057230 002080 414540 010260 052540 0007950029352733053215TY902⁃2⁃0391121301 160 051270 002790 373290 017490 052810 00091253763221333263388TY902⁃2⁃0491361391 020 053160 003350 385980 021730 052660 00100336933311633163379TY902⁃2⁃05171842791 510 050920 002410 362100 014020 051570 00085237593141032453217TY902⁃2⁃069049815173 040 051120 001650 371830 006940 052750 0007724620321533153625TY902⁃2⁃0791011391 380 052940 003390 389910 022350 053420 001023269533416335633710TY902⁃2⁃086424911304 540 051610 001710 377260 007540 053020 0007826822325633353536TY902⁃2⁃09323137058724 290 055230 001710 390330 006400 051250 0007542216335532253074TY902⁃2⁃10323705271 430 063140 002830 470460 016760 054030 00091713473921233964088TY902⁃2⁃1191241341 080 051290 003140 371620 020200 052540 00099254903211533063308TY902⁃2⁃12162492400 960 054510 002680 392780 016090 052250 00090392613361232863216TY902⁃2⁃13101541561 010 052740 002850 382940 017810 052650 00094318733291333163107TY902⁃2⁃14121432021 410 056290 002540 410660 014860 052900 00088464513491133253196TY902⁃2⁃157881131 290 052680 003250 382770 021000 052680 00099315903291533163349TY902⁃2⁃16221993841 920 055670 002860 387830 016830 050510 00090439653331231863259TY902⁃2⁃17342375482 310 053210 001980 388820 010230 052980 0008333832334733353256TY902⁃2⁃18441857393 990 052820 001890 383650 009260 052660 0008232128330733153437TY902⁃2⁃19161942471 280 051770 002220 375910 012630 052640 0008627547324933153166TY902⁃2⁃20121651881 140 050850 002700 368560 016810 052550 00094234723191233063067

4　分析结果

4.1　形成时代

本文对塔源西南变辉长岩(TY902-1)和花岗岩(TY902-2)2件样品进行锆石U-Pb定年(表1、图4、图5)。变辉长岩样品(TY902-1)中23个具有代表性锆石分析见表1，锆石大部分呈柱状，具有明显条带状、弱环状结构或面状结构(图5a)，呈现基性锆石特征。23个分析点Th/U值为0.15～1.09，平均0.66，Th和U具有正相关关系，表明所测锆石为典型岩浆锆石(吴元保和郑永飞，2004)。锆石206Pb/238Pb年龄变化在320～336Ma，年龄值较接近且均落在谐和线上(图4a)，加权平均年龄为331.0±2.6Ma(MSWD=0.36)，相当于早石炭世晚期，代表了塔源变辉长岩的结晶年龄。

表2塔源侵入岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果
Table 2Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions for Tayuan rocks

样品号TY07⁃1TY07⁃2TY07⁃3TY902⁃2TY01⁃2TY02⁃3TY05⁃1aTY902⁃1岩性花岗岩辉长岩SiO272 9670 5471 6672 9552 0250 4148 5050 30TiO20 250 300 250 231 151 361 531 34Al2O313 5913 8713 5513 6516 4715 7617 1218 52FeO1 502 502 131 146 865 646 945 66Fe2O30 460 830 490 392 102 892 362 70MnO0 040 060 050 070 160 150 140 16MgO0 430 620 460 425 416 455 625 88CaO1 061 291 060 907 409 209 578 17Na2O4 384 604 473 604 103 463 563 73K2O4 083 843 885 521 731 691 351 35P2O50 070 100 080 050 360 460 590 37LOI0 580 560 660 941 381 081 581 61总量99 4099 1198 7499 8699 1498 5598 8699 79Mg#0 310 270 260 360 550 610 550 59Li8 186 969 299 1315 026 1117 9518 03Sc2 272 862 082 9320 1430 2223 6629 00V17 8520 9118 5515 70174 8179 8194 3170 0Cr4 8811 438 438 40139 4405 145 0171 20Co4 835 035 621 7528 4126 8828 8928 10Ni4 398 535 352 77119 486 9276 6757 20Cu1 815 102 743 5945 1734 9954 5556 01Zn13 1120 09132 849 06111 374 5568 1869 00Ga16 6515 5617 6214 3021 5316 5619 8721 90Rb100 296 5999 63107 039 4835 9834 2041 40Sr212 3211 7217 0222 0796 312221484861 0Y8 5310 079 519 9932 8823 9227 1230 30Zr68 13137 373 23115 0142 8141 8123 4147 0Nb11 1210 3112 0413 4016 8516 7617 7114 90Cs1 822 032 011 631 810 870 751 42Ba848787841929640726439502La30 2730 3533 3535 5040 2237 6644 2242 20Ce47 9249 6849 7150 9090 5582 8699 3592 70Pr3 994 644 705 3111 289 5911 9811 10Nd14 7016 6416 6917 9041 7534 1842 1543 60Sm2 722 582 823 178 726 457 938 11Eu0 880 720 730 971 921 832 002 39Gd3 102 762 993 307 565 736 697 94Tb0 440 380 350 391 020 890 901 09Dy2 282 332 132 056 234 595 125 93Ho0 320 350 330 391 301 091 141 14Er1 091 041 031 103 302 552 803 13Tm0 170 150 130 160 480 560 450 44Yb1 031 071 141 142 862 292 582 83Lu0 180 170 150 180 510 540 510 42Hf2 304 082 684 293 173 362 853 92Ta1 761 791 971 750 950 891 020 66Pb21 3719 9326 2419 5011 0216 1520 2310 60Th20 0620 7920 9622 203 622 211 761 47U4 274 354 554 991 230 800 730 51∑REE109 1112 9116 3122 5217 7190 8227 8223 0LREE100 5104 6108 0113 8194 4172 6207 6200 1HREE8 618 258 258 7123 2618 2420 1922 92L/H11 6712 6813 0913 068 369 4610 288 73δEu0 920 820 760 910 710 900 820 90La/Yb19 8119 1219 7220 999 4811 0911 5610 05

注：Mg#=Mg/(Mg+Fe); L/H=LREE/HREE;δEu=2EuN/(SmN+GdN)

花岗岩样品(TY902-2)中20个具有代表性锆石分析见表1，阴极发光图像显示锆石颗粒均呈自形晶，具有清晰的岩浆型振荡环带结构(图5b)，表明其为岩浆结晶锆石。20个分析点Th/U为0.22～4.54，平均为1.95，锆石206Pb/238Pb年龄变化在318～339Ma，除1颗粒偏离谐和线外，其余颗粒全部位于谐和线上或谐和线附近(图4b)。20个数据加权平均年龄为329.4±2.4Ma(MSWD=0.84)，表明岩浆侵位结晶时间为早石炭世晚期。

4.2　地球化学特征

4.2.1主量元素

主量元素分析结果表明(表2)，塔源变辉长岩及花岗岩SiO2含量分布于2个区间，即48.50%～52.02%和70.54%～72.96%，缺失SiO2含量为53%～70%的岩石类型，两者最突出特点是SiO2含量表现出不连续性，分别集中在两个区间，且区间存在明显的成分间断，构成一套双峰式岩浆组合(王焰等，2000)。变辉长岩SiO2含量变化范围较小(48.50%～52.02%)，Al2O3含量较高(15.76%～18.52%，平均16.97%)，K2O(1.35%～1.73%，平均1.53%)，Na2O(3.46%～4.1%，平均3.71%)，属于中钾钙碱性系列(图6)；Mg#平均为0.57，明显低于原生岩浆范围(Mg#=0.68～0.75,Wilson,1989)，指示其经历了较高程度的结晶分异；花岗岩SiO2含量(70.54%～72.96%)和ALK(K2O+Na2O)含量较高(8.35%～9.12%)，MgO和P2O5含量较低，分别为0.42%～0.62%和0.05%～0.1%。

图6　塔源侵入岩SiO2-K2O图解(阴影数据引自钟辉，2006)Fig.6　SiO2 vs.K2O (%) diagram for the intrusive rocks in Tayuan (data after Zhong et al.,2006)

4.2.2微量元素

塔源变辉长岩稀土含量相对较高，∑REE=190.8×10-6～227.8×10-6，平均214.8×10-6，轻重稀土分馏程度明显，REE曲线总体呈一致右倾模式(图7a)，富集LREE，(La/Yb)N=9.48～11.56，平均9.21。HREE含量较低，可能暗示岩浆源区石榴石残留，弱Eu的负异常(δEu=0.71～0.90)，指示斜长石分离结晶作用较弱；在原始地幔标准化微量蜘蛛网图上(图7b)，塔源变辉长岩呈现类似于岛弧玄武岩的地球化学特征，富集LILE(K、Ba、Sr)，相对亏损Nb、Ta、Ti、P、Zr，可能与岩浆演化过程中斜长石、磷灰石的分离结晶作用有关。塔源花岗岩具有相对较低的REE含量(109.1×10-6～122.5×10-6)，REE配分曲线呈明显轻稀土右倾(图7a)，LREE含量(100.5×10-6～113.8×10-6)较低，无明显Eu异(δEu=0.76～0.92)；以明显亏损P、Ti、Nb、Ta，富集Ba、K和Rb为特征。

图7　塔源侵入岩的球粒陨石标准化的REE曲线(a,标准化值据Boynton,1984)及原始地幔标准化的微量元素蛛网图(b,标准化值据Sun and McDonough,1989)Fig.7　Chondrite-normalized REE diagrams (a,normalization values after Boynton,1984) and primitive mantle-normalized trace element abundance (b,normalization values after Sun and McDonough,1989) of the Tayuan intrusive rocks

5　讨论

5.1　构造背景

1:20万塔源幅报告对塔源西北部和东北部两个变辉长岩岩体全岩K-Ar同位素年龄测试为270.3Ma和539Ma(张重光等,1985)；1:5万塔源镇幅区调报告显示其Sm-Nd模式年龄分别为1183±21Ma和1116±13Ma(张重光等,1995*张重光，曲关生，张书苑等.1995.1:5万塔源镇幅区域地质调查报告.黑龙江地质矿产局)，与吉峰-环宇蛇绿岩带的变辉长岩及变玄武岩Sm-Nd模式年龄(1146±24Ma，1003±35Ma)类似。本文数据显示，塔源西北部岩体由基性的变辉长岩和酸性的花岗岩组成，其中变辉长岩时代(331.0±2.6Ma)并不是前人认为的早寒武世，而是与岩体中花岗岩(329.4±2.4Ma)形成时代一致，为早石炭世末(～330Ma)，两者的年龄在误差范围内一致，且野外地质和岩石学特征也表明两者近时侵入，变辉长岩锆石U-Pb年龄比花岗岩的稍大，说明变辉长岩比花岗岩先冷凝结晶，这与野外观察相一致。两者近时性形成和地球化学特征均表明它们具有双峰式组合特征。通常认为双峰式岩浆作用与引张环境有关(钱青和王焰，1999)，产于洋岛、大陆拉张减薄、弧后盆地、成熟岛弧及造山后拉张环境等构造背景。Christian and Paquette (1997)把双峰式火山岩归为板内拉张和破坏板块边缘，又进一步将板内环境分为三种：大陆裂谷、大陆减薄环境和碰撞后伸展阶段环境，且各环境岩石具有不同的地球化学特征(王焰等，2000)。碰撞后伸展环境的基性岩为拉斑质或碱质，地球化学兼具有CFB和OIB特征，亏损Nb和Ta，富集LILE，LREE略富集或强烈富集型(李晓勇等，2002)。塔源变辉长岩在Zr-Zr/Y图解(图8a)中则位于板内玄武岩(WPB)区域，微量元素蜘蛛网特征类似岛弧火山岩(亏损Nb和Ta)，富集LILR，以上特征都与碰撞后伸展环境的基性岩相类似；塔源花岗岩微量元素贫Sr，同时相对亏损Ba，P，Ti和Eu，富集Y和Yb，其地球化学特征类似于南岭型花岗岩(张旗等，2008)，在其构造判别图上(图8b)，塔源花岗岩基本落入造山后伸展区域。综上所诉，塔源双峰式侵入岩形成于造山后板内拉张的构造背景。

图8　塔源侵入岩微量元素成分构造判别图(a,据Pearce and Norry,1979; b,据Batchelor and Bowden,1985)Fig.8　Trace element discrimination diagram the tectonic setting of the intrusive rocks of the Tayuan (a,after Pearce and Norry,1979; b,after Batchelor and Bowden,1985)

图9　塔源变辉长岩的Th/Zr-Ba/Zr图解(a,底图据张贵山等，2009)及La/Yb-Sm/Yb图解(b,底图据Xu et al.,2005)Fig.9　Th/Zr-Ba/Zr diagram (a,after Zhang et al.,2009) and La/Yb-Sm/Yb diagram (b,after Xu et al.,2005) of the meta-gabbro

5.2　岩浆来源及岩石成因

不相容元素因其具有相似的分配系数不受分离结晶作用影响，且在地幔物质部分熔融过程中只有微小变化，因此用来指示源区特征(Taylor and McClennan,1985)。塔源变辉长岩以低La/Ta=42.31～63.94(深部地幔物质岩浆La/Ta=8～15)和Th/Ta=1.73～3.81(原始地幔Th/Ta=2.3，大陆地壳Th/Ta=10，Jochumetal.,1989)，高La/Sm=4.61～5.84(受到岩石圈地幔混染后La/Sm>25；受地壳物质混染La/Sm>5)，低MgO、Cr(下地壳MgO=7.24%，Cr=215×10-6,Rudnick and Gao,2003)为特征，暗示原始岩浆受到地壳混染比例较小，大部分由分离结晶作用引起，Cr含量较低指示原始岩浆过程中发生了尖晶石、斜方辉石、单斜辉石和石榴石等矿物相的分离结晶，同时变辉长岩中未见橄榄石，说明在地壳深处发生过橄榄石等铁镁矿物的分离结晶。

塔源变辉长岩Zr/Hf比值为37.50～45.04，高于原始地幔值(36.27±2.0)(Rudnick and Gao,2003)，具Ce(1.01～1.03)富集特征，另图9a显示，塔源变辉长岩样品呈现出受蚀变洋壳流体交代趋势，表明源区早期可能受俯冲板片流体交代作用的影响。La/Yb-Sm/Yb图解能有效的判别岩浆源区石榴石和尖晶石含量变化及岩浆起源深度(Xuetal.,2005)，在图9b中，塔源变辉长岩样品接近于石榴石二辉橄榄岩熔融曲线，表明岩浆可能来源于石榴石相的地幔部分熔融，结合塔源变辉长岩的板内环境和类似“岛弧型”地球化学特征，暗示在岩浆形成之前其地幔源区曾发生过俯冲流体交代富集作用。

据以上论述，塔源双峰式侵入岩形成与基性岩浆的底侵作用有关，地幔源区在板内伸展-减薄的构造环境下，被俯冲流体交代的岩石圈地幔由于其固相线较低而发生减压部分熔融作用形成基性岩浆(McKenzie and Bickle,1988)，基性岩浆底侵于上部地壳，使其上部地壳发生大规模的部分熔融，形成花岗岩质岩浆且野外花岗岩出露面积大于变辉长岩。

5.3　构造意义探讨

目前关于东北大兴安岭地区古生代地质演化焦点问题主要集中在额尔古纳地块、兴安地块和松嫩地块三者之间的拼贴位置及形成时代上。近年来对额尔古纳地块和兴安地块已于早古生代(～480Ma)完成拼合基本达成一致(葛文春等，2005；李瑞山，1991；武广等，2005)，但对两地块沿塔源-喜桂图旗缝合带的证据相对较少。塔源变辉长岩及花岗岩显示其形成时代为～330Ma，其岩石学和地球化学特征显示其形成于板内伸展构造背景，明显不同于前人认为的“被肢解的新林蛇绿岩”(钟辉和傅俊彧，2006)。

那么，这种伸展构造背景是与哪种构造体系有关？由本文厘定的双峰式侵入岩体可知，～330Ma大兴安岭北段已经处于伸展阶段，这与塔河双峰式侵入岩(张彦龙等，2010)一致吻合，加之大兴安岭地区广泛分布着石炭纪的花岗岩和火山岩(图10)，特别是发育与伸展相关的花岗岩，如崔芳华等(2013)报道了全胜林场类似I型花岗岩(290～322Ma)，认为是石炭纪造山晚期-造山后伸展构造背景下的产物；张建等(2011)发现了塔尔气正长花岗岩(335Ma)-二长花岗岩(313Ma)-花岗闪长岩(320Ma)，并确定其与古亚洲洋的闭合有关，而张兴洲等(2006)和赵芝等(2010a，b)也在大兴安岭西部发现了～310Ma花岗岩，判别是碰撞后伸展成因。根据以上我们可以判定大兴安岭地区在早石炭晚期已进入伸展拉张阶段，关于其是否与额尔古纳-兴安地块和松嫩地块拼合体系有关，仍需进一步探讨。

6　初步结论

(1)大兴安岭北段塔源变辉长岩与花岗岩构成了双峰式侵入岩组合，它们在空间上紧密伴生，形成时代相近，LA-ICP-MS测年结果显示塔源变辉长岩和花岗岩的侵位年龄分别为331.0±2.6Ma和329.4±2.4Ma，并且具有密切的成因联系，SiO2含量集中分布在两个区间，缺失了53%～70%的中性成分，构成一套双峰式侵入岩组合。

(2)塔源变辉长岩为中钾钙碱性系列，MgO含量较低，属于演化岩浆，TiO2、FeOT和P2O5含量较高，富集LREE，Eu异常不明显，稀土元素总量和轻重稀土元素的分馏程度较高，Ti/V、Ti/Y、Zr/Y比值较低，富集大离子亲石元素(LILE)而亏损高场强元素(HFSE)，尤其是强烈亏损Nb，形成于板内张裂环境。花岗岩以TiO2、FeOT和P2O5含量较低为特征，REE配分模式为LREE富集型，其中花岗岩为Eu弱负异常，微量元素蛛网图上类似于A型花岗岩分配模式，暗示可能形成于造山后伸展环境。

(3)不相容元素(如La/Sm、La/Ta、Th/Ta)以及MgO含量等指示原始岩浆受到地壳混染的比例较小，以分离结晶作用为主。除此之外，变辉长岩还显示岩石圈地幔物质的印记，并与石榴石相二辉橄榄岩熔融有关，它们被解释成早期地幔源区曾发生过俯冲流体交代的影响。基性岩和花岗岩由不同的源区熔融形成，基性岩源于受到陆壳混染比例较小的原始地幔，而花岗岩可能来自底侵作用，基性岩浆使其上部的地壳发生大规模的部分熔融形成大面积花岗岩。大兴安岭塔源侵位活动可能与岩石圈伸展减薄背景下玄武质岩浆的底侵作用有关。

致谢LA-ICP-MS锆石U-Pb定年和主微量元素测试工作分别在西北大学大陆动力学国家重点实验室和中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成；感谢东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室的资助；在成文过程中，徐备、裴福萍、张彦龙等老师及匿名审稿人提出了宝贵的修改意见；在此一并表示衷心的感谢。

Boynton WV.1984.Geochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies.In: Henderson P (ed.).Rare Earth Element Geochemistry.Amsterdam: Elsevier,63-114

Christian P and Paquette JL.1997.A mantle derived bimodal suite in the Hercynian Belt: Nd isotope and element evidence for a subduction-related rift origin of Late Devonian Brevenne metavolcanics,Massif Cental (France).Contrib.Mineral.Petrol.,129(2-3): 222-238

Cui FH,Zheng CQ,Xu XC,Yao WG,Shi L,Li J and Xu JL.2013.Late Carboniferous magmatic activities in the Quansheng linchang area,Great Xing’an range: Constrains on the timing of amalgamation between Xing’an and Songnen Massifs.Acta Geologica Sinica,87(9): 1247-1263 (in Chinese with English abstract)

Ge WC,Wu FY,Zhou CY and Abdel Rahman AA.2005.Emplacement age of the Tahe granite and its constraints on the tectonic nature of the Ergun block in the northern part of the Da Hinggan Mts.Chin.Sci.Bull.,50(18): 2097-2105

Ge WC,Wu FY,Zhou CY and Zhang JH.2007.Porphyry Cu-Mo deposits in the eastern Xing’an-Mongolian orogenic belt: Mineralization ages and their geodynamic implications.Chinese Science Bulletin,52(24): 3416-3427

Hu DG,Tan CX and Zhang H.1995.Middle Proterozoic ophiolites in the Alihe area,Inner Mongolia.Regional Geology of China,(4): 334-343 (in Chinese with English abstract)

Hu DG,Zheng QD,Fu JY and Liu XG.2001.The geological and geochemical characteristics of the Jifeng Komatiites in the Da Hinggan Ling Mountains.Journal of Geomechanics,7(2): 111-115 (in Chinese with English abstract)

Hu DG,Li HW,Liu XG and Yu RW.2003.Dating of Sm-Nd isochron ages of the Jifeng komatiites from the Da Hinggan Ling.Acta Geoscientia Sinica,24(5): 405-408 (in Chinese with English abstract)

Jochum KP,Mcdonough WF,Palame H and Spettel B.1989.Compositional constrains on the continental lithospheric mantle from trace elements in spinel peridotite xenoliths.Nature,340(6234): 548-550

Li CY.1980.A preliminary study of plate tectonics of China.Bulletin of the Chinese Academy of Geological Science,2(1): 11-22 (in Chinese with English abstract)

Li RS.1991.Xinling Ophilolite.Heilongjiang Geology,2(1): 19-32 (in Chinese with English abstract)

Li XY,Guo F and Wang YJ.2002.Post orogenic tectono-magmatism and its implications for evolution of orogenic belts.Geological Journal of China Universities,8(1): 68-78 (in Chinese with English abstract)

Liu XM,Gao S,Diwu CJ,Yuan HL and Hu ZC.2007.Simultaneous in-situ determination of U-Pb age and trace elements in zircon by LA-ICP-MS in 20μm spot size.Chinese Science Bulletin,52(9): 1257-1264

Liu YJ,Zhang XZ,Jin W,Chi XG,Wang CW,Ma ZH,Han GQ,Wen QB,Zhao YL,Wang WD and Zhao XF.2010.Late Paleozoic tectonic in Northeast China.Geology in China,37(4): 943-951 (in Chinese with English abstract)

McKenzie D and Bickle MJ.1988.The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere.J.Petrol.,29: 625-679

Miao LC,Fan WM,Zhang FQ,Liu DY,Jian P,Shi GH,Tao H and Shi YR.2004.Zircon SHRIMP geochronology of the Xinkailing-Kele complex in the northwestern Lesser Xing'an Range,and its geological implications.Chinese Science Bulletin,49: 201-209

Miao LC,Liu DY,Zhang FQ,Fan WM,Shi YR and Xie HQ.2007.Zircon SHRIMP U-Pb ages of the “Xinghuadukou Group” in Hanjiayuanzi and Xinlin areas and the “Zhalantun Group in” Inner Mongolia,Da Hinggan Mountains.Chinese Science Bulletin,52(8): 1112-1124

Qian Q and Wang Y.1999.Geochemical characteristics of bimodal volcanic suites from different tectonic settings.Geology-Geochemistry,27(4): 29-32 (in Chinese with English abstract)

Rudnick RL and Gao S.2003.The composition of continental crust.In: Rudnick RL (eds.).Treatise on Geochemistry,Vol.3.The Crust.Oxford: Elsevier,1-64

Sun LX,Ren BF,Zhao FQ,Ji SP and Geng JZ.2013.Late Paleoproterozoic magmatic records in the Eerguna massif: Evidences from the zircon U-Pb dating of granitic gneisses.Geological Bulletin of China,32(2-3): 341-352 (in Chinese with English abstract)

Tang J,Xu WL,Wang F,Xu MJ and Zhang YH.2013.Geochronology and geochemistry of Neoproterozoic magmatism in the Erguna Massif,NE China: Petrogenesis and implications for the breakup of the Rodinia supercontinent.Precambrian Research,224: 597-611

Taylor SR and McClennan S.1985.The Continental Crust: Its Composition and Evolution.Boston: Blackwell Scientific Publications,209-230

Wang CW,Jin W,Zhang XZ,Ma ZH,Chi XG,Liu YJ and Li N.2008.New understanding of the Late Paleozoic tectonic in northeastern China and adjacent areas.Journal of Stratigraphy,32(2): 119-136 (in Chinese with English abstract)

Wang Y,Qian Q,Liu L and Zhang Q.2000.Major geochemical characteristics of bimodal volcanic rocks in different geochemical environments.Acta Petrologica Sinica,16(2): 169-173 (in Chinese with English abstract)

Wilson M.1989.Igneous Petrogenesis.London: Unwin Hyman,1-466

Wu FY,Sun DY and Lin Q.1999.Petrogenesis of the Phanerozoic granites and crustal growth in Northeast China.Acta Petrologica Sinica,15(2): 181-189 (in Chinese with English abstract)

Wu G,Sun FY,Zhao CS,Li ZT,Zhao AL,Pang QB and Li GY.2005.Discovery of the Early Paleozoic post-collisional granites in northern margin of the Erguna massif and its geological significance.Chinese Science Bulletin,50(23): 2733-2743

Wu YB and Zheng YF.2004.Genesis of zircon and its constraints on interpretation of U-Pb age.Chinese Science Bulletin,49(15): 1554-1569

Xu YG,Ma JL,Frey FA,Feigenson MD and Liu JF.2005.Role of lithosphere-asthenosphere interaction in the genesis of Quaternary: Alkali and tholeiitic basalts from Datong,western North China Craton.Chem.Geol.,224(4): 247-271

Ye HW,Zhang XZ and Zhou YW.1994.40Ar-39Ar age and its geologic significance of vein crosstie in glaucophane-schist,Mudanjiang area.Journal of Changchun University of Earth Sciences,24(4): 369-372 (in Chinese with English abstract)

Yuan HL,Wu FY,Gao S,Liu XM,Xu P and Sun DY.2003.Determination of U-Pb age and rare earth element concentrations of zircons from Cenozoic intrusions in northeastern China by laser ablation ICP-MS.Chin.Sci.Bull.,48(22): 2411-2421

Zhang GS,Wen HJ,Li SL,Hu RZ and Qiu YZ.2009.Geochemical characteristics of Bojite in northern Fujian Province and their geodynamic significance.Acta Mineralogica Sinica,29(2): 243-252 (in Chinese with English abstract)

Zhang J,Chen JS,Li BY,Gao Y and Zhang YL.2011.Zircon U-Pb ages and Hf isotopes of Late Paleozoic granites in Taerqi area,Inner Mongolia.Global Geology,30(4): 521-530 (in Chinese with English abstract)

Zhang L,Liu YJ,Li WM,Han GQ,Zhang JD,Zhao ZH,Jian XF and Guo QY.2013.Discussion on the basement properties and east boundary of the Ergun Massif.Chinese Journal of Geology,48(1): 227-244 (in Chinese with English abstract)

Zhang Q,Wang YL,Jin WJ,Jia XQ and Li CD.2008.Criteria for the recognition of pre-,syn- and post-orogenic granitic rocks.Geological Bulletin of China,27(1): 1-18 (in Chinese with English abstract)

Zhang XZ,Yang BJ,Wu FY and Liu GX.2006.The lithosphere structure in the Hingmong-Jihei (Hinggan-Mongolia-Jilin-Heilongjiang) region,northeastern China.Geology in China,33(4): 816-823 (in Chinese with English abstract)

Zhang YL,Zhao XC,Ge WC,Zhang JH and Gao Y.2010.Geochemical characteristics and genesis of Tahe granitic complex in northern part of the Da Hinggan Range.Acta Petrologica Sinica,26(12): 3507-3520 (in Chinese with English abstract)

Zhao Z,Chi XG,Liu JF,Wang TF and Hu ZC.2010a.Late Paleozoic arc-related magmatism in Yakeshi region,Inner Mongolia chronological and geochemical evidence.Acta Petrologica Sinica,26(11): 3245-3258 (in Chinese with English abstract)

Zhao Z,Chi XG,Pan SY,Liu JF,Sun W and Hu ZC.2010b.Zircon U-Pb LA-ICP-MS dating of Carboniferous volcanics and its geological significance in the northwestern Lesser Xing’an Range.Acta Petrologica Sinica,26(8): 2452-2464 (in Chinese with English abstract)

Zheng CQ,Zhou JB,Jin W,Ji JQ,Zhang XZ,Ma ZH and Ding X.2009.Geochronology in the north segment of the Deerbugan fault zone,Great Xing’an Range,NE China.Acta Petrologica Sinica,25(8): 1989-2000 (in Chinese with English abstract)

Zhong H and Fu JY.2006.Petrochemistry,geochemistry and genesis of the meta-gabbro in Tayuan,northern Daxinganling.Geology and Resources,15(1): 42-47 (in Chinese with English abstract)

Zhu SY and Yang JX.1991.The remains and history of evolution of the plate tectonics in the geosynclinal region in the northern part of Inner Mongolia.Regional Geology of China,(4): 335-341 (in Chinese with English abstract)

附中文参考文献

崔芳华,郑常青,徐学纯,姚文贵,施璐,李娟,徐久磊.2013.大兴安岭全胜林场地区晚石炭世岩浆活动研究:对兴安地块与松嫩地块拼贴时间的限定.地质学报,87(9): 1247-1263

葛文春,吴福元,周长勇,Abdel Rahman AA.2005.大兴安岭北部塔河花岗岩体的时代及对额尔古纳地块构造归属的制约.科学通报,50(12): 1239-1247

胡道功,谭成轩,张海.1995.内蒙古阿里河地区中元古代蛇绿岩.中国区域地质,(4): 334-343

胡道功,郑庆道,傅俊彧,刘旭光.2001.大兴安岭吉峰科马提岩地质地球化学特征.地质力学学报,7(2): 111-115

胡道功,李洪文,刘旭光,于荣文.2003.大兴安岭吉峰科马提岩Sm-Nd等时线年龄测定.地球学报,24(5): 405-408

李春昱.1980.中国板块构造的轮廓.中国地质科学院学报,2(1): 11-22

李瑞山.1991.新林蛇绿岩.黑龙江地质,2(1): 19-32

李晓勇,郭锋,王岳军.2002.造山后构造岩浆作用研究评述.高校地质学报,8(1): 68-78

柳小明,高山,第五春容,袁洪林,胡兆初.2007.单颗粒锆石的20μm小斑束原位微区LA-ICP-MS U-Pb年龄和微量元素的同时测定.科学通报,52(2): 228-235

刘永江,张兴洲,金巍,迟效国,王成文,马志红,韩国卿,温泉波,赵英利,王文弟,赵喜峰.2010.东北地区晚古生代区域构造演化.中国地质,37(4): 943-951

苗来成,范蔚茗,张福勤,刘墩一,简平,施光海,陶华,石玉若.2003.小兴安岭西北部新开岭-科洛杂岩锆石SHRIMP年代学研究及其意义.科学通报,48(22): 2315-2323

钱青,王焰.1999.不同构造环境中双峰式火山岩的地球化学特征.地质地球化学,27(4): 29-32

孙立新,任邦方,赵凤清,冀世平,耿建珍.2013.内蒙古额尔古纳地块古元古代末期的岩浆记录——来自花岗片麻岩的锆石U-Pb年龄证据.地质通报,32(2-3): 341-352

王成文,金巍,张兴洲,马志红,迟效国,刘永江,李宁.2008.东北及邻区晚古生代大地构造属性新认识.地层学杂志,32(2): 119-136

王焰,钱青,刘良,张旗.2000.不同构造环境中双峰式火山岩的主要特征.岩石学报,16(2): 169-173

吴福元,孙德有,林强.1999.东北地区显生宙花岗岩的成因与地壳增生.岩石学报,15(2): 181-189

武广,孙丰月,赵财胜,李之彤,赵爱琳,庞庆帮,李广远.2005.额尔古纳地块北缘早古生代后碰撞花岗岩的发现及其地质意义.科学通报,50(20): 2278-2288

吴元保,郑永飞.2004.锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约.科学通报,49(16): 1589-1604

叶慧文,张兴洲,周裕文.1994.牡丹江地区蓝片岩中脉状青铝闪石40Ar-39Ar年龄及其地质意义.长春地质学报学院,24(4): 369-372

袁洪林,吴福元,高山,柳小明,徐平,孙德有.2003.东北地区新生代侵入体的锆石激光探针U-Pb年龄测定与稀土元素成分分析.科学通报,48(14): 1511-1520

张贵山,温汉捷,李石磊,胡瑞忠,裘愉卓.2009.闽北角闪辉长岩的地球化学特征及其地球动力学意义.矿物学报,29(2): 243-252

张建,陈井胜,李泊洋,高研,张彦龙.2011.内蒙古塔尔气地区晚古生代花岗岩的锆石U-Pb年龄及Hf同位素特征.世界地质,30(4): 521-530

张丽,刘永江,李伟民,韩国卿,张金带,赵忠华,简晓飞,郭庆银.2013.关于额尔古纳地块基底性质和东界的讨论.地质科学,48(1): 227-244

张旗,王元龙,金惟俊,贾秀勤,李承东.2008.造山前、造山和造山后花岗岩的识别.地质通报,27(1): 1-18

张兴洲,杨宝俊,吴福元,刘国兴.2006.中国兴蒙-吉黑地区岩石圈结构基本特征.中国地质,33(4): 816-823

张彦龙,赵旭晁,葛文春,张吉衡,高妍.2010.大兴安岭北部塔河花岗杂岩体的地球化学特征及成因.岩石学报,26(12): 3507-3520

赵芝,迟效国,刘建峰,王铁夫,胡兆初.2010a.内蒙古牙克石地区晚古生代弧岩浆岩: 年代学及地球化学证据.岩石学报,26(11): 3245-3258

赵芝,迟效国,潘世语,刘建峰,孙巍,胡兆初.2010b.小兴安岭西北部石炭纪地层火山岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学及其地质意义.岩石学报,26(8): 2452-2464

郑常青,周建波,金巍,季建清,张兴洲,马志红,丁雪.2009.大兴安岭地区德尔布干断裂带北段构造年代学研究.岩石学报,25(8): 1989-2000

钟辉,傅俊彧.2006.塔源地区变辉长岩岩石化学地球化学特征及成因.地质与资源,15(1): 42-47

朱绅玉,杨继贤.1991.内蒙古北部地槽区的板块构造遗迹及其演化历史.中国区域地质,(4): 335-341