内蒙古中部红格尔地区白音高老组流纹岩地球化学特征及成因

张祥信, 高永丰, 雷世和

(河北地质大学 资源学院, 河北 石家庄 050031)

内蒙古中部红格尔地区白音高老组流纹岩地球化学特征及成因

张祥信, 高永丰, 雷世和

(河北地质大学 资源学院, 河北 石家庄 050031)

内蒙古中部红格尔地区白音高老组主要由流纹岩组成, 含少量英安岩和粗安岩。流纹岩具有高硅、铝和钾,低钙镁的特点；富集大离子亲石元素K、Rb、Th和U, 高场强元素Nb、Ta、Ti和P强烈亏损, 具负异常；高w(Sr)/w(Y)和w(La)/w(Yb), 低w(Y)和w(Yb)。稀土元素总量较低, 轻重稀土元素分馏强烈, 具有中等的铕负异常。εNd(t)值为正值(+0.88～+2.66),tDM变化于588.3～716.4 Ma之间。主量、微量元素地球化学和Sr-Nd-Pb同位素组成显示红格尔地区白音高老组流纹岩为高钾钙碱性C型埃达克质岩, 其形成与蒙古—鄂霍茨克洋的闭合碰撞有关, 形成于早白垩世造山后加厚岩石圈跨塌阶段的板内伸展环境, 是加厚下地壳部分熔融的产物。岩浆源区部分熔融残留相为石榴子石, 在岩浆上升演化过程中经历了斜长石、钛铁矿和磷灰石的分离结晶作用。

白音高老组; 流纹岩; C型埃达克质岩; 地球化学; 红格尔地区; 内蒙古中部

0 引 言

兴蒙造山带作为中亚造山带的东段, 标志着华北板块和西伯利亚板块的界线[1-2], 在古生代—中生代早期经历了复杂的构造演化历史, 表现为多块体拼合与造山作用[1-5]。晚中生代进入造山后阶段, 大规模的火山喷发、花岗岩侵位是其重要的地质事件, 引起了国内外地质学者的关注[6-18], 并取得了大量的研究成果。在兴蒙造山带, 大兴安岭及其两侧的二连盆地、海拉尔盆地和松辽盆地等地区分布有大面积的中生代火山岩, 是中国东部中生代火成岩带的重要组成部分。越来越多的锆石U-Pb年龄证据表明大兴安岭及邻区中生代火山岩与区域上中生代花岗岩的时代是一致的。但是, 与中生代花岗岩[12-13]相比, 这些火山岩的岩石成因及形成构造环境存在较多争议[7-10,14-18]。关于这些火山岩的成因, 尤其对火山作用的地球动力学背景，多数学者强调环太平洋构造体制的影响[[9-10,14-16]; 一些学者认为主要受蒙古-鄂霍兹克构造体制的影响[17]; 还有学者认为在不同阶段受不同构造体制的影响, 是蒙古-鄂霍兹克构造体制和环太平洋构造体制共同作用的产物[18]。因此, 大兴安岭及邻区中生代火山岩形成的动力学背景是兴蒙造山带构造演化聚焦的重要科学问题之一。

新近的锆石U-Pb及Ar-Ar年代学资料显示大兴安岭及邻区中生代火山岩主要形成于122～173 Ma之间, 属早白垩世的产物[7-11,15,17], 与中国东部早白垩世大火成岩事件的峰期时代相吻合[12]。前人大量资料表明, 大兴安岭及邻区早白垩世已处于伸展构造体制[8]。

位于二连盆地北缘的红格尔地区分布了较广泛的中生代火山岩, 是大兴安岭及邻区中生代火山岩带的组成部分。但是, 由于缺乏火山岩的岩石地球化学和同位素地球化学方面的资料, 对其岩石成因及形成构造环境研究不足, 制约了该区乃至兴蒙造山带中生代构造演化历史的深入认识。笔者依托“内蒙古1∶5万准和热木音苏木(L49E021018)等六幅区域地质矿产调查”项目, 在红格尔地区识别出早白垩世白音高老组流纹岩具有埃达克质岩的地球化学特征, 并以此为基础, 探讨了其成因及形成的构造背景, 以期为兴蒙造山带中生代构造-岩浆演化提供新资料。

1 研究区地质概况

红格尔地区位于苏尼特左旗北部, 大地构造位置属于兴蒙造山带西部, 紧邻索伦缝合带北部北方造山带, 二连—贺根山断裂从研究区南部通过(图1)。

图1 研究区所在位置及地质简图(a)大地构造位置分区图(据Jian et al., 2010[20], 修改);(b) 红格尔地区地质简图Fig.1 The tectonic location and geological sketch map of the study area 1.第四系; 2.下白垩统大磨拐河组; 3.下白垩统白音高老组; 4.上石炭统宝力高庙组; 5.晚石炭世花岗闪长岩; 6.晚石炭世黑云母二长花岗岩; 7.晚石炭世碱长花岗岩; 8.喷发不整合; 9.正断层; 10.性质不明断层; 11.产状; 12.取样位置; 13.剖面线

区内地层出露下石炭统宝力高庙组陆相沉积碎屑岩, 下白垩统白音高老组陆相酸性火山岩和大磨拐河组河湖相砂泥岩。白音高老组火山岩被大磨拐河组砂泥岩整合覆盖, 二者产状受断裂影响略有差别。白音高老组火山岩的岩石类型主要为灰白色、灰紫色流纹岩, 夹少量浅灰色英安岩与粗安岩(图2)。火山岩产状平缓, 倾向南或南东, 倾角10°～30°。区域上, 白音高老组火山岩地层岩性较稳定, 总体以酸性火山岩夹沉积岩为特征[19]。

图2 红格尔地区白音高老组火山岩地质剖面图(剖面位置见图1(b))Fig.2 Across section of the volcanic rocks from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area(The section location is shown in Fig.1(b))1.流纹岩; 2.英安岩; 3.粗安岩; 4.黑云母二长花岗岩

图3 红格尔地区白音高老组流纹岩野外露头照片(a)及显微照片(b)Fig.3 Outcrop photograph and microphotograph of the rhyolite from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area

区内侵入岩发育, 主要为晚石炭世花岗岩体, 呈岩株产出。岩体的岩石类型包括碱长花岗岩、花岗闪长岩与黑云母二长花岗岩。在巴润和热木一带, 白音高老组火山岩呈东西向条带状喷发不整合覆盖碱长花岗岩体之上, 沿二者接触带发育东西向正断层。在红格尔附近, 白音高老组流纹岩喷发不整合覆盖于黑云母二长花岗岩体之上(图1)。花岗闪长岩体侵入于宝力高庙组碎屑岩之中。

区内断裂发育, 沿白音高老组火山岩与晚石炭世中粒碱长花岗岩接触带发育近东西向正断层。东西向正断层被晚期的北北东向性质不明断层切割。

2 岩石学特征

白音高老组火山岩主要分布于红格尔与巴润和热木一带, 呈北东向—近东西向展布, 厚度几十米至几百米不等, 岩性以流纹岩为主, 少量英安岩、粗安岩, 喷发不整合覆盖于石炭纪黑云母二长花岗岩体与碱长花岗岩体之上, 或者与岩体呈断层接触。流纹岩呈灰白、灰紫色, 斑状结构, 流纹构造、块状构造(图3)。斑晶主要为石英(1%～5%)及斜长石(5%～10%), 少量钾长石, 部分岩石含有少量黑云母斑晶。斜长石斑晶大多为钠长石和钠-更长石, 半自形板状, 有时具有钠式和卡钠联合双晶。斑晶大小变化范围通常为0.1～2.5 mm, 最大者为3 mm; 石英斑晶大多呈它形粒状或浑圆状, 熔蚀边和港湾状结构发育, 大小一般0.5～2.0 mm, 最大者为3.5 mm; 钾长石斑晶大多为正长石或条纹长石, 半自形板状或粒状集合体, 大小为0.3～1.2 mm；黑云母为褐色, 叶片状, 零星分布, 具暗化边。基质主要为隐晶-微晶结构, 主要为长石和石英以及脱玻化形成的长英质矿物。副矿物主要由磷灰石、锆石及不透明矿物组成, 散布于基质间。

3 地球化学特征

流纹岩样品的地球化学数据在核工业北京地质研究院分析测试研究中心分析完成。主量元素采用XRF玻璃熔片法分析, 分析仪器为AB104-L和PW2404 X射线荧光光谱仪, 分析精度和准确度优于5%; 稀土元素和微量元素采用ICP-MS分析方法, 分析仪器为ELEMENT 等离子体质谱分析仪, 分析精度和准确度一般优于10%。Sr-Nd-Pb同位素组成用英国Isotopx公司制造的PHOENIX热电离质谱仪分析测定。Sr同位素比值采用86Sr/88Sr=0.119 4进行质量分馏校正, Nd同位素比值采用146Nd/144Nd=0.721 9进行校正。Pb同位素比值采用NBS-981标样进行校正。

3.1 岩石化学特征

白音高老组流纹岩岩石化学成分见表1。从表1可见, 流纹岩的SiO2含量较高, 变化于69.52%～71.44%之间, 平均70.51%; MgO含量低, 介于0.30%～0.53%之间, 平均0.45%; CaO含量低, 介于1.36%～1.67%之间, 平均1.53%; Al2O3含量较高, 在14.17%～14.70%之间, 平均14.45%; K2O含量较高, 在3.92%～4.72%之间, 平均4.38%; 全碱(Na2O+K2O)含量为7.60%～8.78%, 平均8.20%;w(K2O)/w(Na2O)为1.05～1.33, 平均1.15, 相对富钾; 全铁w(TFe2O3)为1.66%～2.31%, 平均1.88%。Mg#为24.04～37.23, 平均32.07。A/CNK为1.01～1.10, 属于过铝质岩石。TiO2含量低, 在0.276%～0.319%之间, 平均0.29%, 属于低钛流纹岩系列(w(TiO2)<0.4%)[21-22]。在CIPW标准矿物中, 出现过饱和矿物石英和饱和矿物长石类矿物, 所有样品出现刚玉分子(0.47%～1.59%)。

在TAS火山岩分类命名图解(图4(a))中, 所有样品落在亚碱性系列的流纹岩区, 在w(K2O)-w(SiO2)图解(图4(b))中落于高钾钙碱性系列区。因此, 岩石化学特征表明白音高老组流纹岩为过铝质高钾钙碱性岩石。

表1 红格尔地区白音高老组流纹岩主量元素含量(wB/%)

图4 红格尔地区白音高老组流纹岩TAS分类图(a)和w(K2O)-w(SiO2)图解(b)((a)底图据 Middlemost [24], 1994; (b)底图据 Rickwood [25], 1989)Fig.4 TAS classification diagram (a) and K2O-SiO2 diagram (b) of rhyolites from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area ((a) after Middlemost [24], 1994; (b) after Rickwood [25], 1989)

3.2 微量元素特征

图5 红格尔地区白音高老组流纹岩微量元素蛛网图(a)和稀土元素配分曲线图(b)(原始地幔数据Sun and McDonough[26], 1989; 球粒陨石值据Boynton[27], 1984)Fig.5 Trace element spidergrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) for rhyolites from the Baiyingaolao Formatiom in the Honggeer area(primitive mantle values after Sun and McDonough [26], 1989; chondrite values after Boynton [30], 1984)

图6 红格尔地区白音高老组流纹岩w(Zr)-10 000 w(Ga)/w(Al)和w(K2O+Na2O)-10 000 w(Ga)/w(Al)图解(底图据Whalen et al.[30], 1987)Fig.6 Zr vs 10,000 Ga/Al and K2O+Na2O vs 10,000 Ga/Al discrimination diagrams for rhyolites from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area(after Whalen et al. [30], 1987)

白音高老组流纹岩的微量元素表现出较为一致的特征(表2), 大离子亲石元素Rb、Th、U、K明显富集,w(Rb)为158×10-6～179×10-6, 平均170×10-6;w(Th)为16.5×10-6～19.2×10-6, 平均17.7×10-6;w(U)为2.75×10-6～5.49×10-6, 平均4.29×10-6。Ba相对亏损, 含量为794×10-6～1 066×10-6, 平均904×10-6。w(Sr)/w(Y)高, 介于22.52～37.06之间;w(Y)低, 介于7.61×10-6～11.10×10-6之间, 与埃达克岩的微量元素特征[23]相似。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图5(a))中, 所有样品的微量元素分布曲线较为相似, 表现为总体向右倾形式。流纹岩富集大离子亲石元素K、Rb、Th和U, 具明显的正异常; 而Ba相对亏损, 显示负异常; 高场强元素Sr、P、Ti、Nb和Ta强烈亏损, 具负异常。这些特点暗示岩浆可能来源于地壳。岩石中Sr的负异常表明岩浆中存在斜长石的分离结晶, 而P的负异常与磷灰石的分离结晶有关。

在花岗岩分类图解(图6)中, 所有样品都落在A型花岗岩范围内, 显示出A型流纹岩的地球化学特征[28]。Ba、Sr、P、Ti、Nb和Ta负异常的特征类似于大兴安岭晚中生代A型花岗岩[29]。

3.3 稀土元素特征

白音高老组流纹岩稀土元素分析结果见表2。从表2中可见, 稀土总量(∑REE)较低, 变化于142.60 ×10-6～159.59×10-6之间, 平均值为149.55×10-6; LREE/HREE为15.46～19.27, 平均17.26, 轻重稀土分馏强烈; (La/Yb)N为21.91～37.57, 平均值为27.10, 属轻稀土富集型。(La/Sm)N为4.71～5.34, 平均5.10, 轻稀土元素内部之间发生了一定的分馏作用; (Gd/Yb)N为2.82～4.27, 平均3.19, 重稀土内部分馏不明显。δEu为0.57～0.68, 平均0.64, 具中等的铕负异常, 与Sr亏损相吻合, 反映岩浆存在斜长石的分离结晶作用。这与岩石中含有斜长石斑晶的特征相一致。w(La)/w(Yb)高, 介于32.50～55.73之间;w(Yb)低, 为0.64×10-6～1.04×10-6, 与埃达克岩的稀土元素特征[23]相似。在球粒陨石标准化图解(图5(b))中, 各样品具有相似的稀土配分模式, 表现为一组右倾且互相平行的平滑曲线, 且重稀土分布较为平坦。

表2 红格尔地区白音高老组流纹岩微量和稀土元素含量(wB/10-6)

Table 2 Trace element and rare earth element compositions of rhyolites from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area(10-6)

样品号LiBeScVCrCoNiCuZnGaRbSrYNbYP00136．93．373．0627．353．52．642．8817．551．221．61793079．129．22YP00218．93．252．6230．039．62．132．6712．046．420．41672827．618．54YP00367．32．793．0326．770．22．654．299．633．12017727010．409．36YP00419．03．053．3129．821．72．513．4212．638．820．81702518．919．24YP00541．13．114．0829．088．03．373．8910．743．820．717027211．109．28YP00619．63．073．0624．236．22．562．2710．555．621．31782739．759．52YP00726．72．872．9222．574．62．763．057．351．719．71642479．319．03YP00826．13．083．0622．533．42．651．917．853．121．017126210．109．58YP00915．62．933．0020．728．02．441．696．848．020．115824110．709．25YP01027．92．942．9221．695．42．542．867．551．019．71692479．739．07样品号MoCdInSbCsBaLaCePrNdSmEuGdTbYP0011．800．0300．0270．0866．0493937．670．38．4829．64．510．8823．680．475YP0021．750．0220．0230．1105．2988935．565．27．8727．34．180．7983．370．444YP0031．030．0440．0250．0766．7106634．263．87．7527．64．340．8533．440．472YP0041．310．0730．0280．1075．1388736．061．47．9928．34．360．8583．460．479YP0051．470．0410．0300．1245．5392833．865．17．7728．24．510．9323．630．509YP0062．760．0630．0280．0808．2493635．568．47．9028．04．260．8623．450．473YP0072．830．1020．0270．0827．4288333．264．57．5026．44．130．7693．250．448YP0082．820．0690．0260．0828．0588036．369．38．1228．84．480．8063．530．486YP0092．680．0480．0270．0737．8979434．1667．6526．94．230．7283．390．463YP0102．920．0630．0290．0907．8983333．163．67．3625．74．070．7873．260．442样品号DyHoErTmYbLuTaWReTlPbBiThUYP0011．840．3060．8960．1250．7900．1080．8784．200．0030．95821．80．17319．23．90YP0021．640．2660．7720．0970．6400．0840．8063．330．0030．83420．90．17117．43．44YP0031．950．3310．9720．1390．9210．1310．9604．110．0031．04020．80．56017．83．59YP0041．890．3140．9150．1300．8590．1120．9171．710．0030．93221．40．25517．92．75YP0052．150．3711．070．1611．0400．1450．8976．440．0030．93520．80．21516．54．93YP0061．870．3220．9510．1410．9300．1280．9592．740．0030．98922．30．36618．34．79YP0071．810．3110．9140．1350．8800．1230．9234．700．0030．89721．20．37917．15．49YP0081．950．3370．9980．1450．9280．1290．9812．61<0．0020．96223．40．37218．14．74YP0091．910．3310．9910．1490．9520．1360．9632．28<0．0020．93121．60．36617．24．62YP0101．850．3150．9360．1390．9130．1270．9256．230．0030．94821．20．35717．04．67样品号ZrHf∑REELREE/HREE(La/Yb)NδEuRb/SrTi/ZrSr/YLa/YbYP0013408．67159．5918．4232．090．640．585．3833．6647．59YP0023187．83148．1619．2737．570．630．595．6737．0655．73YP0032797．25146．9016．5825．040．650．666．1925．9637．13YP0043108．15147．0717．0328．250．650．686．0128．1741．91YP0052607．01149．3915．4621．910．680．637．3624．5032．50YP0062747．36153．1917．5325．740．670．656．1328．0038．17YP0072606．94144．3717．3425．440．620．666．4626．5337．73YP0082687．20156．3117．3826．370．600．656．2025．9439．12YP0092586．91147．9316．7824．150．570．666．4122．5235．82YP0102526．83142．6016．8724．440．640．686．7825．3936．25

表3 红格尔地区白音高老组流纹岩Sr-Nd-Pb同位素组成

图7 红格尔地区白音高老组流纹岩207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(a)和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(b)(底图据Zartman and Doe[32],1981)Fig.7 207Pb/204Pb vs 206Pb/204Pb and 208Pb/204Pb vs 206Pb/204Pb plots of rhyolites from the Baiyingaolao Formationin the Honggeer area(after Zartman and Doe[32],1981)

3.4 Sr-Nd-Pb同位素特征

对5件白音高老组流纹岩进行了Sr-Nd-Pb同位素测定, 测定结果列于表3。根据表3, 流纹岩的(87Sr/86Sr)i变化于0.704 54～0.705 06之间,(143Nd/144Nd)i变化于0.512 51～0.512 60之间, εNd(t)值为正值(+0.88～+2.66),tDM变化于588.3～716.4 Ma之间。这些结果显示流纹岩具有亏损地幔源区的Sr-Nd同位素组成。流纹岩样品具有正εNd(t)和低tDM值, 和大兴安岭中生代火成岩Sr-Nd同位素特征基本一致[28,31]。

流纹岩的(206Pb/204Pb)i为17.789～18.050,(207Pb/204Pb)i为15.477～15.507, (208Pb/204Pb)i为37.466～37.559。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(图7(a))中, 样品位于地幔演化线附近。

4 讨 论

4.1 形成时代

本次在白音高老组流纹岩中采集了锆石U-Pb同位素测年样品。其中挑选了自形或半自形、多呈长柱状或短柱状、具有明显岩浆成因振荡生长环带的锆石，采用LA-ICP-MS方法测定, 获得年龄(135±3.5) Ma(MSWD=3.67)*石家庄经济学院地质调查研究院. 内蒙古1∶5万准和热木音苏木、塔拉拜农场、扎尔嘎郎特敖包、登金查干陶勒盖、乌兰呼都格、哈珠苏木幅区域地质矿产调查野外验收工作报告. 2014.。这个年龄与研究区以东的东乌旗地区白音高老组酸性火山岩的锆石U-Pb年龄134～130 Ma[33]在误差范围内一致。苟军等[8]对满洲里南部白音高老组流纹岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 获得年龄141～139 Ma。陈志广等[7]对二连盆地北缘查干诺尔组(相当于白音高老组)流纹岩进行40Ar/39Ar测年, 得出的年龄是142 Ma。Guo et al.[34]给出了霍林河查干诺尔组英安岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为135 Ma。司秋亮等[11]对大兴安岭中段柴河地区白音高老组流纹岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 获得年龄137～129 Ma。因此, 结合前人已发表的资料, 本次研究厘定苏尼特左旗北部红格尔地区白音高老组形成于135 Ma, 属早白垩世火山活动的产物, 与区域上是一致的。

4.2 岩浆来源

关于大兴安岭及其邻区晚中生代流纹岩的成因, 目前主要有3种观点：(1)钙碱性玄武质岩浆分离结晶形成[21,35-37];(2)玄武质岩浆底侵导致下地壳部分熔融的产物[38];(3)新生地壳和古老地壳混合成分的部分熔融, 演化过程经受了分离结晶及同化混染作用(AFC)[22,34]。

本区白音高老组流纹岩的w(Rb)/w(Sr)为0.58～0.68, 平均0.64;w(Ti)/w(Zr)为5.38～7.36, 平均6.26, 均位于壳源岩浆范围内[39], 是陆壳岩石部分熔融的产物, 并非幔源玄武质岩浆分异演化的结果。这从研究区及相邻地区缺乏同时代的基性火成岩的事实可以印证[7]。

如前所述，本区流纹岩具有高w(Sr)/w(Y)(22.52～37.06)、w(La)/w(Yb)(32.50～55.73),低w(Y)(7.61×10-6～11.10×10-6)、w(Yb)(0.64×10-6～1.04×10-6), 低的w(MgO)(0.30%～0.53%)和Mg#(24.04～37.23)。这些地球化学特征表明流纹岩具有埃达克质岩的属性。在w(Sr)/w(Y)-w(Y)图解(图8)中, 样品落于埃达克岩区。然而, 流纹岩具有高的w(K2O)和w(SiO2)、高的w(K2O)/w(Na2O), 类似于增厚下地壳部分熔融形成的C型埃达克质岩[40-42]。与典型的埃达克岩相比, 流纹岩显示了Sr和Eu负异常, 表明岩浆经历了斜长石的分离结晶作用。而且, 高w(Sr)/w(Y)和w(La)/w(Yb)比值(被认为是埃达克岩的识别标志)并非代表了消减板片熔体, 而是代表了造山后加厚地壳的具有石榴石残余的岩浆源区, 石榴子石是部分熔融的残留物[43-44]。由于石榴子石强烈富集HREE, 在稀土配分曲线图(图5(b))中, 本区流纹岩样品HREE具平坦型的分布。此外, 酸性岩浆中有角闪石的存在也说明岩石中LREE相对富集, 这一点既与岩浆来源于玄武质下地壳一致, 又与白音高老组火山岩岩石类型中含有少量英安岩和粗安岩相对应。

图8 红格尔地区白音高老组流纹岩的w(Sr)/w(Y)-w(Y)图解(底图据Defant et al. [45], 2002)Fig.8 Sr/Y vs Y diagram of rhyolites from the Baiyingaolao Formation(after Defant et al. [45], 2002)

图9 红格尔地区白音高老组流纹岩的w(La)/w(Sm)-w(La)图解Fig.9 La/Sm vs La diagram of rhyolites from the Baiyingaolao Formation

本区白音高老组流纹岩属于过铝质高钾钙碱性流纹岩, 其SiO2含量超过69%, 具有相对较低的MgO、TFe2O3、CaO、TiO2、P2O5和Na2O含量。LREE富集、HREE亏损、轻重稀土元素分馏明显。大离子亲石元素U、Rb、Th和K富集明显, Ba明显亏损, 高场强元素Nb、Ta、Ti和P强烈亏损。这些特征同样表明岩浆来源于玄武质下地壳, 在岩浆演化过程中有斜长石、钛铁矿和磷灰石的分离结晶。在w(La)/w(Sm)-w(La)图解(图9)中, 流纹岩样品随着w(La)的增大,w(La)/w(Sm)值稳定, 变化不大, 基本保持为一常数, 表明岩浆经受了分离结晶作用的演化趋势。

已有的研究表明, 大兴安岭地区地壳为新生地壳, 具有与亏损地幔相似的Sr-Nd同位素组成特征[7,28,31]。本区白音高老组流纹岩具有正εNd(t)(+0.88～+2.66)和低tDM值(588.3～716.4 Ma), Sr-Nd同位素特征与大兴安岭地区一致, 指示岩浆源区为下地壳。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解上(图7(b)), 样品Pb同位素组成具有上地壳特征, 可能表明下地壳岩浆源区岩浆在演化过程中受到了上地壳的同化混染作用。

综上分析, 本区白音高老组流纹岩属于C型埃达克质岩, 是由加厚的下地壳部分熔融形成的。源区部分熔融残留相为石榴子石, 在岩浆上升演化过程中经历了斜长石、钛铁矿和磷灰石的分离结晶作用, 可能受到了上地壳的同化混染作用。

4.3 构造环境

前人对大兴安岭及邻区中生代火山岩形成的构造环境存在较多争议。有的学者认为大兴安岭大面积分布的中生代火山岩与地幔柱活动或相关的板内作用有关[21,38,46]; 有的学者认为与古太平洋板块的俯冲作用有关[9-10,14-16]; 也有一些学者认为与蒙古-鄂霍次克洋闭合碰撞造山后的伸展作用有关[17]。

地幔柱模式是基于大兴安岭及邻区晚古生代—晚中生代火山岩呈现环状分布的特征提出的[46]。然而, 大兴安岭及邻区不存在环状火山岩带, 火山岩带呈NE向带状分布，并且大兴安岭北段和南段的火山岩形成时间并不一致, 具有较大的时代范围(185～105 Ma)[10], 不支持地幔柱成因。

一些学者认为大兴安岭及邻区中生代火山岩的形成是古太平洋板块向中国大陆俯冲作用的结果[9-10,14-16]。已有的研究表明, 古太平洋板块最初的俯冲方向为向北或者北西方向[47], 真正向西俯冲时间只有125～110 Ma和43～0 Ma两个时间段[48]。因此, 古太平洋板块的向西俯冲对大兴安岭地区中生代岩浆活动影响有限。大兴安岭及邻区远距古太平洋板块俯冲带数千千米, 古太平洋板块俯冲形成巨量的晚中生代火山岩是值得商榷的[48]。

蒙古-鄂霍茨克洋构造体制对大兴安岭及邻区地质演化历史作用的研究越来越受到重视[4,22,49-51]。古生代末期, 古亚洲洋闭合, 西伯利亚板块与华北板块碰撞拼合形成了兴蒙造山带, 但其北侧仍存在有蒙古-鄂霍茨克洋。古地磁和地质资料显示, 蒙古-鄂霍茨克洋从晚石炭世开始, 呈剪刀式从西往东逐渐闭合, 在中—晚侏罗世最终闭合[52-54]。因此, 蒙古-鄂霍次克洋闭合碰撞后的伸展构造环境更可能是大范围晚中生代火山岩形成的主要原因。

研究区远离古太平洋俯冲带, 其陆壳加厚作用可能与蒙古-鄂霍茨克洋闭合碰撞有关。中生代期间, 伴随着蒙古-鄂霍茨克洋闭合, 蒙古-华北大陆与西伯利亚大陆发生碰撞[4,49,52,55], 导致陆壳与岩石圈加厚。蒙古-华北北部地块中晚侏罗世处于地壳缩短和推覆加厚时期[52,56]。在燕山、大青山和北山地区出现的大规模逆冲推覆构造记录了这次强烈的挤压构造变形事件[56]。大兴安岭及邻区在中生代早侏罗世后识别出4次挤压逆冲事件[57]。这些指示了中生代蒙古-鄂霍茨克洋闭合碰撞过程的地质事件。

在花岗岩的w(Hf)-w(Rb)/30-w(Ta)构造环境判别图解中(图略), 本区流纹岩样品落在碰撞后花岗岩的范围内。在A型花岗岩w(Y)-w(Nb)-3w(Ga)判别图解(图略)中, 样品点均落入A2 型花岗岩区域, 同样指示造山后的张性构造环境。由此, 苏尼特左旗北部红格尔地区白音高老组流纹岩的形成与蒙古-鄂霍茨克洋的演化有关, 反映了造山后加厚岩石圈跨塌阶段的板内伸展环境。

综上所述, 随着蒙古-鄂霍茨克洋闭合碰撞, 造山后加厚的岩石圈发生重力垮塌, 构造环境由挤压转变为拉张。研究区白音高老组流纹岩形成于造山后加厚岩石圈跨塌的板内伸展构造背景, 同时表明苏尼特左旗北部红格尔地区135 Ma已经处于板内拉张环境。

5 结 论

通过对苏尼特左旗北部红格尔地区早白垩世白音高老组流纹岩的岩石地球化学和同位素地球化学研究, 可以得出以下结论：

(1)红格尔地区白音高老组流纹岩属于过铝质高钾钙碱性岩石, 具有高硅、铝和钾, 低钙镁特征。LREE富集、HREE亏损、轻重稀土元素分馏明显。富集大离子亲石元素U、Rb、Th和K, 而Ba明显亏损, 高场强元素Nb、Ta、Ti和P强烈亏损。其同位素成分具有正εNd(t)和低tDM值。高w(Sr)/w(Y)(22.52～37.06)和w(La)/w(Yb)(32.50～55.73), 低w(Y)(7.61×10-6～11.10×10-6)和w(Yb)(0.64×10-6～1.04×10-6), 具有埃达克质岩的地球化学特征。

(2)白音高老组流纹岩是由加厚的下地壳部分熔融形成的, 岩浆源区部分熔融残留相为石榴子石, 在岩浆上升演化过程中经历了斜长石、钛铁矿和磷灰石的分离结晶作用, 可能受到了上地壳的同化混染作用。

(3)白音高老组流纹岩的形成与蒙古-鄂霍茨克洋的闭合碰撞有关, 形成于造山后加厚岩石圈跨塌阶段的板内伸展环境。

致谢：方勇勇教授、许圣传博士和秦旭亮、王广、李伟龙等硕士研究生参加了部分野外工作；审稿专家提出了宝贵的修改意见, 对完善本文起了很大的作用。在此一并表示衷心感谢。

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Geochemisty and Petrogenesis of the Rhyolites from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer Area, Central Inner Mongolia

ZHANG Xiangxin, GAO Yongfeng, LEI Shihe

(College of Resource Science, Hebei GEO University, Shijiazhuang, Hebei 050031, China)

The Baiyingaolao Formation in the Honggeer area of central Inner Mongolia is mainly composed of rhyolites, with minor dacite and latite. The rhyolites are characterized by high SiO2, Al2O3, K2O, and low CaO, MgO. Their high Sr/Y, La/Yb, and low Y, Yb values show an adakitic geochemical affinity. The results of K2O/Na2O and A/CNK reveal that the rhyolites belong to a peraluminous high-K calc-alkalic type. The rocks are obviously enriched in LILEs such as K, Rb, Th, U, and depleted in HFSEs such as Nb, Ta, Ti and P with obvious negative anomalies. The total of REE content is relatively low, with enrichment in LREE and medium negative Eu anomaly. The Sr-Nd-Pb isotopic compositions show positive εNd(t)(+0.88 to +2.66), and lowtDM(t) (588.3 to 716.4 Ma). The above geochemical characteristics reveal that the rhyolites of the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area belong to high-K calc-alkine and C-type adakitic rocks, and they were the products of partial melting of the thickened continental crust. The rocks were formed in an intraplate extensional tectonic setting after post-orogenic thickened lithospheric gravitational collapse at Early Cretaceous, which was related with the collision after closure of Mongol-Okhotsk Ocean. Garnet was the residual phase during the partial melting, and fractional crystallization with the removal of plagioclase, ilmenite and apatite played an important role in magma evolution.

Baiyingaolao Formation; rhyolite; C-type adakitic rock; geochemisty; Honggeer area; central Inner Mongolia

2016-04-05；改回日期：2016-06-30；责任编辑：楼亚儿。

中国地质调查局项目“内蒙古1∶5万准和热木音苏木(L49E021018)等六幅区域地质矿产调查”(1212011220458)。

张祥信, 男, 副教授, 1975年出生, 构造地质学专业, 主要从事构造地质学教学与区域地质矿产调查工作。Email: zhxiangxin@126.com。

P588.14

A

1000-8527(2016)05-0950-11