大兴安岭北段斯木科北山“低Sr低Yb型”花岗岩年代学、岩石地球化学特征及地质意义

2019-10-23赵天雪孙国胜晋瑞香何欣王广伟

世界地质 2019年3期

赵天雪，孙国胜，晋瑞香, 何欣，王广伟

吉林大学地球科学学院，长春 130061

0 引言

研究区位于兴蒙造山带东段的兴安地块中部，兴安地块位于新林—喜贵图断裂以东，贺根山—黑河断裂以西，西拉木伦—长春古亚洲洋缝合带以北(图1a)，蒙古—鄂霍茨克缝合带以南，呈NE向带状展布；区域上以大面积分布中生代基性--中酸性火山岩为特征，中酸性侵入岩有零星出露，是中国重要的有色金属、贵金属及稀土稀有元素等多金属成矿域。兴安地块古生代经历了古亚洲洋的闭合与多个微陆块的拼合[1]，中、新生代又叠加蒙古—鄂霍茨克洋闭合与古太平洋板块俯冲的远程影响[2--7]。目前对中生代岩浆喷发、侵位的构造背景及岩浆源区性质等方面存在较大的分歧，在中生代岩浆岩形成的构造背景方面主要认识有：地幔柱成因模式[6]、与古亚洲洋和蒙古鄂霍茨克洋闭合有关的盆岭型构造模式[8]和与太平洋板块俯冲相关的弧后伸展构造模式[9]等；在岩浆源区性质方面的主要观点有：①是岩浆底侵作用形成的一套壳、幔混熔岩浆的产物；②地壳物质发生部分熔融所形成[10--11]；③岩石圈伸展和减薄过程中富集的岩石圈地幔减压部分熔融形成[12]；④源区组分是在继承古老地块富集地幔的基础上叠加了古生代岛弧等新生地壳物质[8]；⑤物源主要为底侵的新生下地壳和古生代俯冲增生杂岩混源[13]；⑥花岗岩源区可能为新元古代—显生宙期间从亏损地幔中新增生的地壳物质[14]。

1.第四系；2.白垩系下统白音高老组；3.侏罗系上统玛尼吐组；4.侏罗系上统满克头鄂博组上段；5.侏罗系上统满克头鄂博组下段；6.早白垩世碱长花岗岩；7.采样位置。图1 大兴安岭北段斯木科北山地质简图Fig.1 Simplified geological map of northern margin of Simuke Mountain in northern Great Xing’an Range

由于岩石中Sr、Yb含量通常可以示踪岩浆源区的性质及压力条件而备受关注，林强[15]曾将大兴安岭地区花岗岩划分为“高Sr”和“低Sr”型两类花岗岩，其中，高Sr花岗岩类起源于相对亏损的幔源岩浆的分异作用，而低Sr花岗岩类的源区与显生宙地壳增生时期起源于地幔的年轻地壳物质有关，即起源于富集型幔源基性岩石的部分熔融。张旗[16]根据花岗岩中Sr、Yb含量，将花岗岩划分出：“高Sr低Yb”、“低Sr低Yb”、“低Sr高Yb”和“高Sr高Yb”花岗岩4类。其中“高Sr低Yb”、“低Sr高Yb”花岗岩在中国东部有广泛的分布；“高Sr高Yb”花岗岩研究资料较少；“低Sr低Yb”型花岗岩在西藏南部高喜马拉雅地区有广泛的分布，而在大兴安岭地区报道较少。笔者对兴安地块中部发现的斯木科北山“低Sr低Yb”花岗岩进行了研究，拟通过锆石U--Pb年代学和Lu--Hf同位素组成、黑云母矿物化学及全岩地球化学的研究，为兴安地块中生代“低Sr低Yb”型花岗岩形成的动力学背景及岩浆源区属性提供约束依据。

1 地质背景与样品描述

大兴安岭兴安地块变质基底以兴华渡口群为代表，主要由矽线石榴片麻岩、长英质片麻岩、角闪岩和石墨片岩组成；形成于元古代，并遭受高绿片岩相--高角闪岩相变质。寒武纪地层缺失，古生代盖层奥陶纪、志留纪、泥盆纪及早石炭世只有零星出露；为浅海相→海相→浅海相沉积；至晚石炭世北部为陆相沉积，南部仍为海相沉积的古地理格局。兴安地块大面积出露的是中生代中侏罗世—早白垩世基性--中酸性火山岩，由老至新为塔木兰沟组(J2tm)、满克头鄂博组(J3mk)、玛尼吐组(J3mn)、白音高老组(K1b)和梅勒图组(K1ml)。塔木兰沟组为玄武质、安山质火山熔岩和火山碎屑岩夹正常沉积岩；满克头鄂博组(J3mk)岩性为酸性火山熔岩、火山碎屑岩及沉积岩；玛尼吐组岩性为英安--安山岩质火山熔岩、火山碎屑岩；白音高老组岩性为酸性熔岩、酸性火山碎屑岩及正常沉积岩；梅勒图组(K1ml)主要岩性为一套气孔--杏仁状、致密块状粗安岩、玄武岩等中基性火山岩 (图1b) 。这些火山岩形成于122～173 Ma之间[17--22]。

本文研究的“低Sr低Yb”花岗岩零星出露于内蒙古鄂伦春自治旗托河林场东南部的斯木科北山一带，岩体沿F1、F2两条SN向断裂一侧或两侧呈不规则状分布，斯木科北山花岗岩岩体出露面积最大，约12 km2。岩体与满克头鄂博组(J3mk)、玛尼吐组(J3mn)呈侵入接触，在围岩中可见从岩体延伸的花岗岩岩脉穿切围岩地层，外接触带局部发育硅化、绿泥石化。岩石新鲜面呈浅肉红色，中粗粒半自形粒状结构，块状构造。主要矿物成分为碱性长石和石英，其中含少量斜长石、黑云母。碱性长石为正长石和条纹长石，肉红色，含量约70%～75%，多呈半自形宽板状，粒径为2.5～3 mm，正长石具卡式双晶，条纹长石的条纹结构细密；石英含量20%～25%，灰色，他形粒状，粒径为0.5～1 mm，多为细粒级；斜长石含量约5%±，多为半自形板状，粒径为0.5～1 mm，聚片双晶发育，部分发生轻微绢云母化；黑云母含量约2%～3%，粒径约为0.5 mm、片状，一组极完全解理，特征的褐色--黄色多色性和正吸收性，平行消光、干涉色高(图2)。另有榍石、磁铁矿及锆石等副矿物。

2 样品分析方法

主量、微量元素分析在吉林大学实验测试中心完成，选择8件新鲜岩石样品，使用玛瑙研钵碎到200目以下，再将样品熔制成玻璃饼，主量元素测定采用XRF--1500X线荧光光谱仪，分析精度高于1%；称取40 mg样品置于Teflon罐中，然后加入HF和HNO3对其充分溶解，用体积分数为 l%的HNO3稀释后，通过Finnigan--MAT公司生产的双聚焦电感耦合等离子质谱仪(ICP--MS)ELEMENT测定微量和稀土元素，分析精度高于5%。

图2 碱长花岗岩的手标本照片和正交偏光显微照片Fig.2 Sample photographs and photomicrographs of alkali-feldspar granites

测年样品经过常规重力和磁选方法进行分选，获得重矿物，在双目镜下挑选晶型较好的锆石颗粒，和标样同时置于无色透明的环氧树脂中制成靶，固化后抛光至锆石中心部位暴露。锆石阴极发光(CL)照相在天津地质调查中心实验测试室英国Gatan公司生产的Mono CL3+阴极发光装置系统上进行； LA--ICP--MS锆石U--Pb测年分析在吉林大学测试中心激光等离子体质谱实验室完成，分析仪器为美国New Wave公司生产的193 nm激光剥蚀进样系统(UP 193SS)，和美国AGILENT科技有限公司生产的Aglient7500a型四级杆等离子体质谱仪联合构成的激光等离子质谱仪 (LA--ICP--MS) 。实验中激光器工作频率为10 Hz，测试点的束斑直径为30 μm，预剥蚀时间为5 s，剥蚀时间为45 s，载气流采用高纯度He气剥蚀物质(流速为0.88 L/min)，以标准锆石91500为外标进行同位素比值校正，标准锆石TEMORA和Qinghu为监控盲样。年龄计算采用国际标准程序Isoplot，锆石U--Pb同位素比值由ICP--MS测定，比值采用Glitter程序。锆石元素含量以国际标样NIST610为外标，Si为内部标准计算，NIST612和NIST614为监控盲样。单个数据点误差全为1 σ，加权平均值误差为2 σ，平均年龄值选用206Pb/238U年龄进行计算。

3 分析结果

3.1 锆石U--Pb定年

锆石多呈半自形--自形短柱状，部分晶棱、晶锥残缺不完整，而呈次圆状--不规则粒状；多数锆石在双目镜下透明。粒径多为0.15～0.25 mm，长宽比介于1∶1～2∶1之间。由微区阴极发光CL 照片(图3) 可见，锆石具有岩浆型震荡环带结构。

图3 锆石阴极发光图像Fig.3 CL images of zircon

锆石中Th(均值206 μg/g)、U(均值168 μg/g)含量较高，其Th/U比值为 0.76～1.93 ，平均为1.16，>0.4，显示典型岩浆结晶锆石特征。锆石具有较高的稀土元素含量，∑REE 含量为 393.29～2 244.8 μg/g；LR/HR为0.05～0.16，轻重稀土分馏明显；在稀土元素配分图解中，整体呈左倾(图4)，显著富集重稀土。具有明显的Ce/Ce*(Ce/Ce*=32.65～500.02)正异常和Eu/Eu*(Eu/Eu*=0.18～0.64)负异常，符合壳源岩浆锆石的稀土元素特征。Ce/Ce*较强的正异常暗示岩石成岩过程中具有较高的氧逸度；Eu/Eu*负异常表明岩浆源区中斜长石残留或存在斜长石的分离结晶作用。

选取21颗锆石进行LA--ICP--MS U--Pb测年，分析点的206Pb /238U表面年龄为131～149 Ma(表1)，数据位于谐和线上(图5)，谐和性较好；加权平均年龄为137.6±2.2 Ma，代表岩石的形成年龄，即斯木科北山“低Sr低Yb”花岗岩侵位于早白垩世早期。

图4 碱长花岗岩锆石球粒陨石标准化稀土元素分配模式图Fig.4 Chondrite-normalized REE distribution patterns of zircons from alkali-feldspar granites

表1 斯木科北山碱长花岗岩LA--ICP--MS 锆石U--Pb 定年结果

图5 碱长花岗岩锆石U--Pb谐和图及加权平均年龄Fig.5 Zircon U--Pb concordia diagram and weight average ages of alkali-feldspar granites

3.2 岩石主量元素和微量元素特征

3.2.1 主量元素

岩石SiO2含量为70.12%～74.57%(表2)，属酸性岩，Al2O3为12.32%～14.18%，铝饱和指数A/CNK为0.89～1.04，为准铝质--弱过铝质岩石。全碱(Na2O+K2O)含量为8.19%～9.17%，具有富碱特征；K2O/Na2O为0.91～1.12，平均为0.99，略富Na。FeOT含量(1.94%～2.50%)较低，CaO (0.44%～1.58%)、MgO(0.20%～0.73%)和TiO2(0.20%～0.37%)含量中等。在A/CNK-A/NK铝饱和度判别图解中(图6a)，样品点位于准铝质--过铝质区；在SiO2-K2O图解中(图6b)，样品点位于高钾钙碱性区；在SiO2-Na2O+K2O岩石分类图解中(图6c)，样品点位于碱性花岗岩与花岗岩过渡区。CIPW标准矿物计算，主要矿物为石英(Q)(23.67%～33.2%)、钠长石(Ab)(33.71%～41.37%)和正长石(Or)(25.23%～26.28%)，少量钙长石(An)(1.75%～4.6%)、刚玉(C)分子(0～0.67%<1)、透辉石(Di)(0.28%)和紫苏辉石(Hy)(1.22～2.21)；副矿物出现磁铁矿(Mt)、钛铁矿(Il)和磷灰石(Ap)。碱性长石(A)(58.15%～63.22%)含量高，斜长石(P)(3.93%～10.72%)含量较低；这与岩石富碱相吻合。

图6 碱长花岗岩A/NK-A/CNK图解(a)、K2O-SiO2图解(b)和(Na2O+K2O)-SiO2图解(c)Fig.6 Diagrams of A/NK-A/CNK(a), K2O-SiO2(b)and (Na2O+K2O)-SiO2 (c) for alkali-feldspar granites

表2 碱长花岗岩样品主量元素(10-2)和微量元素(10-6)分析结果

3.2.2 微量元素

岩石∑REE为76.92×10-6～162.25×10-6，稀土元素总量(ΣREE)较低(表2，图7a) ；LREE/HREE为11.30～17.53，LaN/YbN为9.37～13.24，轻、重稀土分馏明显，配分曲线呈右倾型。轻稀土富集(LREE为72.77×10-6～151.43×10-6)，分馏明显(LaN/SmN为4.78～5.46)；重稀土整体含量较低(HREE为4.15×10-6～10.99×10-6)，分馏较弱(GdN/YbN为1.26～1.34)，曲线比较平坦或略左倾，说明岩浆源区石榴石部分熔融。YbN(28.91)>HoN(24.12)，中稀土亏损，则暗示岩浆源区有角闪石残留。Ce/Ce*在1.12～1.67之间，弱--中等的正异常,表明岩石形成于较强的氧化环境；Eu/Eu*(0.56～0.83)弱--中等负异常,暗示斜长石在源区有部分残留。

图7 稀土元素球粒陨石标准化分配曲线(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution pattern(a)and primitive mantle-normalized trace element spidergram(b)

在微量元素蛛网图中(图7b)，岩石富集元素Rb、Th、U、Ce、Zr、Hf，亏损Nb、Ta、Sr、Ba、P、Ti，Th/U值(6.16～10.15)较高，Rb/Sr值(0.76～1.62)较低，<10，反映岩浆源区壳、幔混合特征。岩石中基性相容组分Co(4.48×10-6)、Ni(4.15×10-6)、Cr(6.14×10-6)含量较低，暗示辉石在源区部分残留。岩石Sr含量为83.1×10-6～184×10-6，<200×10-6，Yb含量为0.99×10-6～1.82×10-6，<2×10-6，为“低Sr低Yb”花岗岩[16]。

4 讨论

4.1 成岩时代

图8 大兴安岭中生代花岗岩年龄分布直方图Fig.8 Histogram of Mesozoic granite age in Great Xing’an Range

葛文春[23]根据锆石U--Pb年代学数据将大兴安岭中部乌兰浩特地区中生代花岗岩浆活动划分为T2-T3、J1-J2和K13期。本文对大兴安岭兴安地块中生代217个花岗岩年龄(图8)统计结果表明，从早三叠世至早白垩世，兴安地块均有花岗岩浆活动，其中，J3-K1为岩浆活动的高峰期，其次为T3；T1-T2和J1-J2花岗岩浆活动较弱，分布比较局限。在空间上，三叠纪花岗岩多分布在大兴安岭中南段；早--中侏罗世花岗主要分布在大兴安岭中段乌兰浩特[23]和北段卧都河地区[24]等；晚侏罗世—早白垩世花岗岩在大兴安岭地区广泛分布。笔者研究的斯木科北山“低Sr低Yb”花岗岩锆石加权平均年龄为137.6±2.2 Ma，侵位于早白垩世早期，这和其侵入晚侏罗世满克头鄂博组、玛尼吐组，而被早白垩世白音高老组酸性火山碎屑岩覆盖的野外地质特征(图1)相吻合，为J3-K1岩浆活动的高峰期的产物。

4.2 构造背景

目前，古亚洲洋闭合的时间及缝合带的位置基本达成共识，即在晚二叠世末—早三叠世初华北克拉通和西伯利亚克拉通沿西拉木伦河—长春一线缝合[25--26]；但在古亚洲洋构造域转换与环太平洋构造域的转换时间上还存在较大的分歧，部分学者认为大兴安岭地区在中--新生代由古亚洲洋构造域转换为环太平洋构造域，但邵济安认为在中国东部乃至东亚地区尚未发现中生代早、中期古太平洋板块向欧亚板块东缘曾发生俯冲的直接构造证据[27]；赵越等[9]、许文良等[28]研究认为中生代环太平洋构造体系对东北亚大陆影响的空间范围主要在松辽盆地及以东地区，大兴安岭等松辽盆地以西以及华北地块北缘主要受蒙古—鄂霍茨克洋构造体系的影响，但蒙古—鄂霍茨克洋的俯冲方向和关闭时间尚存在诸多分歧。

大兴安岭地区缺失T1--J1沉积岩地层，说明在T1--J1大兴安岭地区以挤压构造环境为主导，呈隆起剥蚀状态。大兴安岭由北至南发育漠河盆地、大兴安岭中断陷带、龙江盆地、海拉尔盆地和突泉盆地等一系列断陷、坳陷，其盆地张裂期均为中侏罗世中--晚期，从区域盆地演化及地层发育特征上分析，大兴安岭地壳加厚过程可能一直持续到中侏罗世，从中侏罗世晚期开始大兴安岭地区开始转化为后碰撞的伸展构造背景。大兴安岭中生代(J2-K1)的火山活动是大陆岩石圈内部伸展背景下幔源岩浆积极参与地壳演化的证据，而与活动大陆边缘俯冲体制下的岩浆活动无关[2]。大兴安岭兴安地块T3、J3-K1为岩浆活动的高峰期(图8)，其中，T3花岗岩岩浆活动主要分布于兴安地块中南段，与古亚洲洋闭合后的伸展构造背景相对应；J3-K1岩浆活动高峰期是对蒙古—鄂霍茨克洋闭合后的后碰撞期--后造山期伸展构造背景的响应。

岩石样品点在构造环境Rb-Y+Nb(图9)判别图解中，位于后碰撞花岗岩区内。后碰撞是指发生于峰期碰撞之后--板内环境之间，这时主要海洋已经闭合隆起，构造背景以伸展作用为主导，大陆块体沿巨大剪切带的大规模水平运动、岩石圈拆沉，伴随裂谷产生等，造成连续的或幕式的伸展作用；同时还存在小型海洋板块的俯冲和合拢，相应地形成了多种类型的岩浆作用[29]；这也是大兴安岭地区在晚侏罗世—早白垩世早期I、A型花岗岩均较发育的原因(图8)；其中，碱性岩浆作用的出现标志着后碰撞阶段的结束和板内阶段的开始。斯木科北山“低Sr低Yb”花岗岩为高钾钙碱性岩石，沿大型SN向断裂F1、F2(图1)分布，符合后碰撞花岗岩的岩石化学及产状特征，是后碰撞阶段伸展构造环境下形成的。

图9 碱长花岗岩构造环境判别图解Fig.9 Discrimination diagram for tectonic setting of alkali-feldspar granites

4.3 岩石成因

Liegeoiset[29]认为后碰撞岩浆源岩是由先前俯冲和碰撞期间产生的，源区含有大量新生的成分(juveneilecompan ent)、地幔的或新形成的火成岩地壳或者是沉积岩地壳。推测斯木科北山“低Sr低Yb”花岗岩的源区物质主要是由富含地幔物质、于新元古代—早古生代期间增生的杂岩组成。

花岗岩岩浆Sr、Yb含量受岩浆源区含量及熔融过程中残留相的制约[30]，岩石中Sr主要赋存于斜长石中，Yb主要赋存于石榴石中，因此源岩中斜长石、石榴石的熔融或残留是影响岩浆中Sr、Yb含量的主要因素；而斜长石、石榴石的熔融或残留主要受控于压力。含水拉斑玄武岩部分熔融实验表明，在0.8～1.3 GPa(700℃～800℃)条件下，即相当于地壳厚度30～50 km，残留相为斜长石+石榴石+角闪石+辉石，由于石榴石和斜长石均为残留相，岩浆具有低Sr低Yb特点[16]。斯木科北山花岗岩样品中，微量元素低Sr、具有Eu/Eu*弱--中等负异常，暗示斜长石源区部分残留；低Yb及较低的HREE含量，说明石榴石在源区的残留；YbN>HoN，中稀土亏损，表明角闪石在源区为残留相；基性相容组分Co、Ni、Cr含量较低，暗示辉石等铁镁矿物在源区部分残留。以上化学成分特征表明，岩浆源区残留相为斜长石+石榴石+角闪石+辉石，与含水拉斑玄武岩0.8～1.3 GPa(700℃～800℃)条件下部分熔融实验相吻合。

斯木科北山“低Sr低Yb”花岗岩属于高钾钙碱性系列岩石，主量成分高Si(SiO2=72.32%)、富碱((Na2O+K2O=8.62%)、相对富Na(K2O/Na2O(0.99)<1)，Al 偏低(A/CNK<1.1)；Eu/Eu*弱--中等负异常；微量元素富集Rb、Th、U、Ce、Zr、Hf，亏损Sr、Ba、P、Ti，10 000 Ga/Al比值介于2.6～3.1之间，高于A型花岗岩质岩石的下限值2.6，具有A型花岗岩化学成分特征[31]。在10 000Ga /Al比值为基础的花岗岩成因类型判别图解中(图10)，岩石样品点均投入到I & S与A型花岗岩分界线附近A型花岗岩一侧。斯木科北山“低Sr低Yb”花岗岩为A型花岗岩，这与其形成于后碰撞伸展的构造背景相吻合。

图10 花岗岩成因类型判别Ce-10 000 Ga/Al图解(a)、Nb-10 000 Ga/Al图解(b)、Zr-10 000 Ga/Al图解(c)和Na2O+K2O-10 000 Ga/Al图解(d) Fig.10 Diagrams of Ce-10 000 Ga/Al(a), Nb-10 000 Ga/Al(b), Zr-10 000 Ga/Al(c) and (Na2O+K2O)-10 000 Ga/Al(d)for identification of genetic types of granites

综上所述，早白垩世早期(137 Ma)，受蒙古—鄂霍茨克洋闭合的影响，研究区处于后碰撞向板内的构造背景转换时期，伴有大陆块体沿剪切带的大规模水平运动、岩石圈拆沉和裂谷形成等,产生连续的或幕式的伸展作用[29]，由于地壳减薄或构造减压作用，诱发地壳深部(>30 km)产生深熔作用[32]，其热能来自底侵玄武质岩浆或地壳加厚、造山过程中产生的热能。推测其初始源岩为新元古代(632 Ma)从亏损地幔中新增生的地壳物质(如兴华渡口群中的基性火成岩)；岩浆源区压力>0.8 GPa，温度>900℃；源岩部分熔融残留相为斜长石+石榴石+角闪石+辉石；由于岩体沿断裂带分布，分枝脉发育(图1b)，岩体中未见流动构造，与围岩为不整合接触等产状特征，推测岩浆侵位上升过程中，发生了顶蚀作用，使早古生代陆源碎屑岩等围岩物质大量进入岩浆中，导致与上地壳物质混染及岩浆温度降低而固结成岩。