大兴安岭北段塔河南部早白垩世侵入岩年代学和地球化学

2018-12-27徐立明王大可郑吉林张文强梁中恺

现代地质 2018年6期

徐立明，王大可，刘玉，郑吉林，张文强，梁中恺

(中国人民武装警察部队黄金第三支队，黑龙江哈尔滨 150086)

0 引言

大兴安岭北段属浅覆盖区，研究程度较低，传统观点认为大面积出露的显生宙花岗岩以加里东期、海西期和印支期为主[1-3]，但随着近年来工作的不断深入，大量的高精度同位素年代学资料表明，东北地区的花岗岩主要形成于中生代。已有发表资料表明，张广才岭—小兴安岭以及延边地区广泛分布的花岗岩侵位时代主要是早侏罗世(205～180 Ma)、中侏罗世(180～155 Ma)和早白垩世(130～110 Ma)[4-5]；在大兴安岭东北部及额尔古纳地块出露的花岗岩主要侵位时代为晚侏罗世(约155 Ma)、早白垩世早期(约137 Ma)、早白垩世晚期(约123 Ma)[6]；通过总结大兴安岭东北部及西伯利亚板块南缘的407个SHRIMP锆石U-Pb年龄发现，花岗岩侵位时代共分为5个重要阶段，分别是200～180 Ma、180～165 Ma、165～145 Ma、145～135 Ma和135～100 Ma[7]。

近年来大兴安岭东北部中生代岩浆活动的构造背景主要争论在于，是受蒙古—鄂霍茨克洋闭合的影响[8-10]，还是受古太平洋板块俯冲的影响[11-12]，亦或是二者共同作用的结果[6-7,13]？本文提供了大兴安岭北段塔河南部的侵入岩的野外地质特征、岩石学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素特征、全岩主量、微量和Sr-Nd同位素地球化学数据，并对该区域侵入岩的岩石成因、岩浆演化、岩浆源区和动力学背景进行了分析和探讨，从而对大兴安岭东北部的年代学数据和动力学背景提供有力证据。

1 地质概况及岩石学特征

本文研究区地理上隶属于黑龙江省塔河县碧州林场，大地构造位置位于额尔古纳地块和兴安地块的结合部，主要受NE向的塔源—喜桂图断裂控制(图1(a)、(b))。区内出露新元古界兴华渡口群(Pt3XH)斜长角闪岩、变粒岩，古生界大乌苏杂岩(OSDcpl)变中性岩、变质砂岩、板岩等以及大面积出露的中生代喷出岩和侵入岩(图1(c))。

由于本文研究区属于浅覆盖区，天然露头较少，本次工作样品采自研究区内人工露头(图2(a))和人工探槽内(图2(b))。样品主要类型有辉长岩(SPM2TC28、SPM2TC54)、闪长岩(SPM13TC8、SPM13TC19、SPM14TC66、SPM14TC86、SPM14TC92)、石英二长岩(D2012、SPM7-2-2、SPM13TC84)、二长花岗岩(SPM9-5-1、SPM3TC27)，并且均与晚侏罗世火山岩呈侵入接触关系。其中，辉长岩镜下可见不等粒半自形柱粒状结构，交代蚕蚀-假象结构(图2(c))，矿物成分主要为斜长石(约80%)、普通辉石(约15%)、角闪石(约5%)；闪长岩镜下可见细粒半自形柱粒状结构(图2(d))，矿物成分为斜长石(约75%)、普通角闪石(约20%)、石英(约5%)；石英二长岩镜下可见似斑状结构(图2(e))，似斑晶为斜长石(约20%)、钾长石(约5%)，少量角闪石、黑云母(约5%)，基质具细粒半自形粒状结构，矿物成分以斜长石、钾长石为主，部分石英，少量黑云母、角闪石等，颗粒大小为0.2～0.8 mm，含量约为70%；二长花岗岩镜下可见细中粒花岗结构，文象结构(图2(f))，矿物成分为钾长石(约40%)，多数与石英交生形成文象结构，较均匀分布，斜长石(约35%)板条状，颗粒晶面泥化、弱绢云母化而不均匀混浊，石英(约22%)较均匀状分布在长石之间，含少量黑云母(约3%)。

图1 东北地区构造分区((a)据文献[14])主要地理单元((b)据文献[15])和研究区地质简图(c)Fig.1 Maps showing the tectonic subdivision(a), major geographical units(b) of NE China and geology(c) of the study areaF1.牡丹江断裂；F2.敦化—密山断裂；F3.伊通—依兰断裂；F4.西拉木伦—长春断裂；F5.贺根山—黑河断裂；F6.塔源—喜桂图断裂；F7.蒙古—鄂霍茨克断裂

图2 研究区侵入岩野外采样和显微镜下照片Fig.2 Field photos and thin section photomicrographs of the intrusive rocks from the study area(a)SPM9-5-1石英二长岩侵入中生代安山岩中；(b)样品SPM13TC19取样探槽；(c)细粒辉长岩镜下照片；(d)闪长岩镜下照片；(e)似斑状石英二长岩镜下照片；(f)二长花岗岩镜下照片。Pl.斜长石；Kfs.钾长石；Hbi.角闪石；Bt.黑云母；Px.普通辉石；Q.石英

2 分析方法

锆石U-Pb同位素测试是在天津地质矿产研究所同位素实验室完成，所使用仪器为Thermo Fisher公司生产的Neptune型质谱仪(LA-MC-ICP-MS)和美国ESI公司生产的UP193-FX ArF准分子激光器。根据所采集的锆石阴极发光、反射光、透射光显微图像选择锆石并利用193 nm激光器对其进行剥蚀，激光器能量密度10～11 J/cm2，激光剥蚀斑束直径为35 μm，频率8～10 Hz，剥蚀深度为20～40 μm，用以进行U-Pb同位素分馏校正的外部锆石年龄标准为TEMORA和GJ-1，锆石样品的Pb、U和Th含量的计算则采用NIST SRM610玻璃标样作为外标[16]。采用208Pb进行普通铅校正[17]，应用ICPMS Data Cal[18]和Isoplt程序[19]进行数据处理并绘制图件。锆石U-Pb同位素数据列于表1。

完成定年后进行相同位置锆石原位Hf同位素分析，在中国科学院地质与地球物理研究所利用Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪对锆石的Hf同位素比值进行测定。测试激光束斑直径为60 μm，激光脉冲频率为8 Hz。实验过程中，以锆石国际标样91500作为外标，样品详细分析方法和分析流程见文献[20]。锆石Hf同位素测试结果见表2。

全岩主量元素含量测试在河北省区域地质矿产调查研究所实验室利用AxiosmasX射线荧光光谱仪(XRF)完成，分析准确度和精度优于2%～3%；微量元素和稀土元素用Teflon熔样罐进行熔样，然后采用FinniganMAT公司生产的双聚焦高分辨率等离子体质谱仪ICP-MS进行测定，准确度和精度优于10%。全岩主量、微量元素测试结果见表3。

全岩Sr-Nd同位素的化学分离和测试在天津地质矿产研究所同位素实验室利用Triton热电离质谱仪(TIMS)完成。所测定的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值分别采用87Sr/86Sr=0.119 4和143Nd/144Nd=

表1 研究区侵入岩锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果

(续)表1 研究区侵入岩锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果

注：样品SPM3TC27具32个测点，加权年龄为(126.9±0.8 Ma)，MSWD=1.3;样品SPM13TC19具21个测点，谐和年龄为(123.4±0.9) Ma，MSWD=0.87。

表2 研究区侵入岩锆石Hf同位素分析结果

注：εHf(t)=10 000×{[(176Hf/177Hf)s-(176Lu/177Hf)s×(eλt-1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR, 0-(176Lu/177Hf)CHUR×(eλt-1)]-1}；TDM=1/λ×ln{1+[(176Hf/177Hf)s-(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)s-(176Lu/177Hf)DM]}；TDMC=TDM-(TDM-t)×[(fcc-fs)/(fcc)-fDM)]；fLu/Hf=(176Lu/177Hf)s/(176Lu/177Hf)CHUR-1；其中: λ=1.867×10-11/a; (176Lu/177Hf)s和(176Hf/177Hf)s为样品测试值; (176Lu/177Hf)CHUR=0.033 2, (176Hf/177Hf)CHUR, 0=0.282 772; (176Lu/177Hf)DM=0.038 4, (176Hf/177Hf)DM=0.283 25; (176Lu/177Hf)平均地壳=0.015;fcc=[(176Lu/177Hf)平均地壳/(176Lu/177Hf)CHUR]-1;fs=fLu/Hf;fDM=[(176Lu/177Hf)DM/(176Lu/177Hf)CHUR]-1;t为锆石结晶年龄。

0.721 9进行质量分馏校正。详细流程见文献[21]，全岩Sr-Nd同位素测试结果见表4。

3 实验结果

3.1 锆石U-Pb年龄

样品SPM3TC27采样位置地理坐标为N51°48′27″，E124°53′04″，岩性为细中粒文象二长花岗岩。用于分析测试的锆石晶形呈自形到半自形，显微镜下主要为无色透明，多呈短柱状或长柱状，少数呈不规则浑圆状，多数锆石发育扇形分带，部分锆石发育振荡环带(图3(a))，32个测点的Th/U比值均大于1，显示岩浆锆石的特征[22]。该样品总共分析了32个测点，其中测点主要选择在具有明显振荡环带的区域。32个测点给出(126.9±0.8) Ma的206Pb/238U加权平均年龄，并且均在谐和线上很好地谐和(图3(b))，代表二长花岗岩的形成时代。

样品SPM13TC19采样位置地理坐标为N51°54′29″，E124°43′31″，岩性为中粒闪长岩。用于分析测试的锆石晶形显示自形到半自形，大

表3 研究区侵入岩主量元素、稀土元素和微量元素分析结果

图3 研究区侵入岩锆石阴极发光(CL)图像及锆石U-Pb年龄谐和图Fig.3 Zircon CL images and concordia diagrams for the intrusive rocks from the study area

多数锆石显示较好的生长纹带，部分呈不规则棱角状或浑圆状(图3(c))。21个测点的Th/U比值介于0.62～2.06之间，显示岩浆锆石的特征[22]。在U-Pb年龄谐和图上获得的年龄值为(123.4±0.9) Ma(图3(d))，代表闪长岩的形成时代。

3.2 锆石Hf同位素

本文对闪长岩(SPM13TC19)样品进行了锆石原位Lu-Hf同位素的分析测试(表2)。样品中11颗锆石的Hf同位素成分比较均一，176Hf/177Hf比值分布于0.282 724～0.282 822之间，εHf(t)值为0.8～4.3，对应的Hf同位素亏损地幔模式年龄TDM为636～781 Ma，对应的Hf同位素地壳模式年龄TDMC为907～1 129 Ma。本次测试获得的εHf(t)值均大于0，反映样品的源岩继承了地幔的同位素特征。

3.3 主量、微量地球化学和全岩Sr-Nd同位素

本次分析的12件侵入岩样品的SiO2含量介于51.27%～74.90%之间(表3)，多数属中酸性岩石，其中辉长岩类以低镁(MgO=3.71%～4.42%)、低钛(TiO2=1.10%～1.21%)、富碱(Na2O+K2O=4.93%～5.10%)为特征，Al2O3含量为17.84%～18.51%；闪长岩类(闪长岩样品和石英二长岩样品)同样具有高钾富碱(K2O=2.34%～5.57%，Na2O+K2O=6.90%～10.34%)的特征，但低镁(MgO=0.67%～2.58%)，低钛(TiO2=0.54%～0.94%)，Al2O3含量为15.30%～18.83%，在SiO2-K2O图解中，样品投点属于高钾钙碱性系列或钾玄质系列(图4(a))；花岗岩类具有高钾富碱(K2O=3.89%～4.17%，Na2O+K2O=8.33%～9.12%)的特征，同样低镁(MgO=0.81%～0.90%)和低钛(TiO2=0.44%～0.53%)，Al2O3含量为15.32%～15.60%，在SiO2-K2O图解中，样品投点属于高钾钙碱性系列(图4(a))。所测试12件样品的Mg#为30.14～49.03，铝饱和指数(A/CNK)介于0.83～1.07之间，其中，辉长岩类均为准铝质岩石(图4(b))；而闪长岩类少数属于过铝质岩石，大部分属于准铝质岩石；花岗岩类属于过铝质岩石，总体上岩石越偏酸性，铝越饱和。

图4 研究区侵入岩SiO2-K2O图解((a)底图据[23])、A/CNK-A/NK图解((b)底图据[24])Fig.4 SiO2 vs.K2O diagram (a) and A/CNK vs. A/NK diagram (b) of the intrusive rocks from the study area

图5 研究区侵入岩稀土元素配分曲线(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化数值据文献[25])Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace elements spidergram (b) of intrusive rocks from the study area

本次所分析的12件早白垩世侵入岩样品的微量元素数据见表3。在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(图5(a))中，三类岩石均表现为轻稀土富集、重稀土亏损的右倾模式，具有中等的轻重稀土分馏特征((La/Yb)N=7.82～19.09)。其中花岗岩类样品表现出中等负Eu异常(0.70～0.77)，闪长岩类均表现轻度负Eu异常(0.61～0.97)，可能反映中酸性岩在演化过程中有斜长石的分离结晶或者源区有斜长石的残留，辉长岩样品轻微负Eu异常。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图5(b))中，总体上显示富集Pb和大离子亲石元素K、Rb、Ba等，亏损高场强元素Nb、Ta、Ti、P等。其中，辉长岩样品显示强烈的Nb、Ta负异常，Ti轻微负异常，而K、Pb和Sr显示正异常；花岗岩类样品显示富集Th、U、K和Pb，亏损高场强元素Nb、Ta、Sr、P、Ti的特征；闪长岩类样品表现出多样性，其中，SiO2<60%的样品表现出与辉长岩类样品相似的特征，而SiO2>60%的样品表现出与花岗岩类样品相似的特征。

本次工作对二长花岗岩样品SPM3TC27进行全岩Sr-Nd同位素测定，并收集同时代邻区富西里地区石英二长岩1件样品、新林镇岩体花岗闪长岩和二长花岗岩4件样品的全岩Sr-Nd同位素测试结果以及塔河地区玄武岩、玄武安山岩等13件样品的全岩Sr-Nd同位素测试结果(表4)。结果显示，酸性岩的87Sr/86Sr初始值变化范围为0.703 112～0.706 313，峰值出现在0.706左右(图6(a))。除样品0075- 4的Rb含量偏高、Sr含量偏低外，其余酸性岩样品的87Sr/86Sr初始值变化相对均一(0.705 182～0.706 313)，而样品的87Sr/86Sr的测试值为0.706 208～0.709 796，远低于现今大陆地壳的平均值(0.721 1)；基性岩的87Sr/86Sr初始值变化范围为0.705 517～0.707 851，除样品05TH10、

表4 研究区侵入岩及收集样品全岩Sr-Nd同位素分析结果

注：(87Sr/86Sr)i=(87Sr/86Sr)样品-87Rb/86Sr×(eλt-1)，λ=1.42×10-11a-1；(143Nd/144Nd)i=(143Nd/144Nd)样品-147Sm/144Nd×(eλt-1)；εNd(t)=[(143Nd/144Nd)样品/(143Nd/144Nd)CHUR(t) -1] ×104；(143Nd/144Nd)CHUR(t)=0.512638-0.1967×(eλt-1)；λSm-Nd=6.54×10-12/a; *引用数据见文献[26-27]，参数见文献[28]。

05TH11、05TH27外，其余样品87Sr/86Sr初始值相对均一(0.705 517～0.706 827)，并且与酸性岩相近。所获得数据的143Nd/144Nd的初始比值为0.512 125～0.512 515，εNd(t)值为-6.82～0.79，峰值出现在-1～0的范围(图6(b))，酸性岩与基性岩表现出了相似的同位素特征。

4 讨论

4.1 岩浆演化

对于本次研究的中酸性侵入岩，矿物学方面，野外手标本和室内镜下观察并未发现S型花岗岩的特征矿物堇青石以及标志A型花岗岩的碱性暗色矿物[32]，但可见角闪石、黑云母(图2(d))，副矿物中可见榍石，指示样品具有I型花岗岩的矿物学特征。

在哈克(Harker)图解中，多数样品主量元素和微量元素均随SiO2含量增加具有很好的线性演化趋势(除K2O和Rb外)(图7)。同时，基性岩样品和中酸性岩样品在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图和微量元素原始地幔标准化蛛网图的分布特征大体相似，只是中酸性岩更亏损Sr、P、Ti等元素，可能为同源岩浆分离结晶的产物。岩浆上升运移过程中是否经历了地壳物质的混染即AFC过程，还需进一步探讨。地壳中高(87Sr/86Sr)i值、低(143Nd/144Nd)i值，如果岩浆在运移过程中经历了地壳混染，中酸性岩的(87Sr/86Sr)i会高于基性岩的(87Sr/86Sr)i，而(143Nd/144Nd)i要低于基性岩的(143Nd/144Nd)i，但实际情况是它们具有相似的(87Sr/86Sr)i和(143Nd/144Nd)i(表4)，同时在野外地质调查和采集样品时并未见有捕虏体等指示地壳混染的地质特征；因此推测中酸性岩是源区基性岩浆分离结晶的结果，基性岩也可能经历了一定的分离结晶作用，并且在岩浆上升过程中地壳混染作用微弱。

图6 87Sr/86Sr初始值柱状图(a)和εNd(t)值柱状图(b)(数据引自文献[29-31])Fig.6 Histograms of initial 87Sr/86Sr value (a) and εNd(t) (b)

4.2 源区特征

本文所获得的酸性岩的εHf(t)值为-0.3～8.6，多数为正值，指示其可能是从地幔来源的基性岩浆发生了连续的分离结晶作用并继承了地幔的同位素特征。微量元素Nd、Ta、Ti的亏损，通常被解释为地壳物质混染或者是与俯冲有关的交代作用[33-34]，由于俯冲会使Th含量增加而Ta和Yb则不会，所以，Th/Yb比值较Ta/Yb比值高。Ta/Yb-Th/Yb图解中显示，样品近似垂直偏右的趋势(图8(a))表明源区经历了俯冲交代的富集作用，前面的讨论已经排除了地壳混染的作用，因此样品偏右的趋势可能是由于分离结晶作用引起。另一方面，相对于弧火山岩，研究区侵入岩具有较高的Sr含量和Zr/Y比值(7.19～23.04)，指示其源区不同于交代地幔楔[35-37]，由此认为，源区可能为与俯冲有关的富集岩石圈地幔。发生俯冲交代作用一般有两种成分，一种是俯冲板片释放的流体，一种是俯冲下来的沉积物部分熔融[38-39]。流体通常富集Ba、Pb和Sr等，而沉积物部分熔融导致源区富集Nb、Th、La、Ce和Nd等[40-41]，Ba在流体中的活性较大，而Th在流体中相对稳定[42]，但Th/Sm-Th/Yb图解中，显示发生交代作用不仅流体相一种成分，而是流体相与沉积物部分熔融形成的熔体相混合作用的结果(图8(b))。由于Ba/Th值在岩浆演化过程中不分异，可单纯反映源区特征，样品中Ba的含量变化范围较大(694×10-6～1 141×10-6)，在Nb/Y-Ba/Th图解中，也反映了流体相与熔体相混合作用的结果(图8(c))。

尖晶石二辉橄榄岩相部分熔融不改变Sm/Yb值，因为Sm和Yb有着相似的分配系数[43]，另一方面，在石榴子石中，Sm相对于Yb，具有较低的分配系数[44]，所以石榴子石二辉橄榄岩部分熔融，Sm/Yb值会降低。Sm/Yb值和Sm含量都明显高于亏损地幔和原始地幔的含量，并具富集演化趋势(图9)。基性岩样品点落于石榴子石二辉橄榄岩相和尖晶石二辉橄榄岩相之间，并靠近石榴子石二辉橄榄岩相，可知源区可能为石榴子石二辉橄榄岩相和尖晶石二辉橄榄岩相的混合源区，但以石榴子石二辉橄榄岩相为主，熔融程度为5%～15%。如果源区被俯冲板片释放的熔流体交代含有大量的水，使地幔岩石熔融的同时也会降低形成岩浆的黏度和密度[45]，使其快速上侵，可解释为地壳混染作用微弱。

图7 研究区侵入岩Harker图解[27]Fig.7 Harker variation diagrams of intrusive rocks from the study area[27]

图8 Ta/Yb-Th/Yb图解((a)底图据文献[43])、Th/Sm-Th/Yb图解(b)和Nb/Y-Ba/Th图解(c)Fig.8 Diagrams of Ta/Yb vs.Th/Yb(a), Th/Sm vs. Th/Yb (b) and Nb/Y vs. Ba/Th (c)

综上所述，塔河南部早白垩世侵入岩的岩浆源区可能为与俯冲有关的熔流体交代的石榴子石二辉橄榄岩相和尖晶石二辉橄榄岩相的混合源区，且以石榴子石二辉橄榄岩相为主，在岩浆快速上升的过程中主要经历了分离结晶作用，最后形成连续演化的岩浆序列。

图9 Sm-Sm/Yb图解(a)和La/Sm-Sm/Yb图解(b) Fig.9 Diagrams of Sm vs.Sm/Yb (a) and La/Sm vs. Sm/Yb (b) DMM.亏损地幔[46]；PM.原始地幔[25]；尖晶石二辉橄榄岩(Ol53+Opx27+Cpx17+Sp11)熔融曲线和石榴子石二辉橄榄岩相(Ol60+Opx20+Cpx10+Gt10)熔融曲线引自文献[43]

4.3 动力学背景

现有观点普遍认为早白垩世时期大兴安岭地区动力学背景为伸展环境[15,47-50]。近年来，利用地球物理手段进行的东经123°地震波速剖面显示，明显的地幔内速度不连续出现在大兴安岭重力梯度带之下，北部从大兴安岭北段到西伯利亚板块的岩石圈厚度为140～150 km，南部从松辽盆地到黄海海域岩石圈厚度小于80 km[51]，说明中国东部的岩石圈减薄事件并未影响到大兴安岭北部。依据乌舒蒙盆地、漠河盆地和尤达盆地的沉积物类型和盆地边缘逆冲断层的倾向判断，土库林格勒带(蒙古—鄂霍茨克构造带东北段)的西段属于蒙古—鄂霍茨克构造域，而东段明显在后期叠加了古太平洋构造域的应力效应[52]，大兴安岭北段属于土库林格勒带的西段，也表明古太平洋板块俯冲并未对大兴安岭北段产生影响。也有学者指出，古太平洋构造体系在中生代时期对中国东北的影响范围主要在松辽盆地及其以东地区，而蒙古—鄂霍茨克构造体系的影响范围主要在松辽盆地以西地区(可能包括松辽盆地的西坡)以及华北板块北缘[53]。关于古太平洋板块俯冲方向的问题，有学者提出，在中生代早期，古太平洋板块的俯冲方向是向北的，125 Ma左右俯冲方向发生变化，转向西俯冲[54]，这又对古太平洋板块俯冲模型提出了质疑。

综合已有资料可以推断，在大兴安岭北段区域，鄂霍茨克洋在早白垩世时期已经闭合，并且进入后碰撞阶段，这与研究区伸展环境下的岩浆活动时间相吻合；额尔古纳地块在早侏罗世处于活动陆缘环境[55]，而研究区早白垩世侵入岩具有与俯冲有关的富集岩石圈地幔的源区特征，这个俯冲板片很可能是蒙古—鄂霍茨克洋的洋壳；统计大量外贝加尔地区和大兴安岭地区的岩浆岩年龄发现，自外贝加尔向大兴安岭具有年龄变年轻的趋势，大兴安岭自北向南有变年轻的趋势[7]，这与鄂霍茨克洋自西向东闭合以及南北双向俯冲相一致；因此本文认为，大兴安岭北段塔河南部的侵入岩产出在与蒙古—鄂霍茨克洋闭合有关的后碰撞环境。