小兴安岭-张广才岭地区晚古生代至中生代花岗岩的成因及其地质意义

2020-08-10葛茂卉张进江

岩石矿物学杂志 2020年4期

葛茂卉，张进江，刘恺，王盟，李壮

(1.中国地质科学院地质研究所，北京 100037；2.北京大学地球与空间科学学院，北京 100871；3.中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；4.长安大学地球科学与资源学院，陕西西安 710054；5.中国石油大学(北京)地球科学学院，北京 102249)

作为地球上分布最广泛的一类岩石，花岗岩可产生于不同的构造背景下(Maniar and Piccoli，1989；Barbarin，1999；吴福元等，2017)。Pitcher(1983)根据不同大地构造环境下形成的花岗质岩浆特征，将花岗岩划分为大陆裂谷型、大陆岛弧型、大陆碰撞型、后造山型、大洋岛弧型和洋中脊/洋岛型等6种类型。后来的学者们通过对不同构造环境下的花岗岩地球化学成分进行统计分析，进而提出多种构造判别图解(Pearceetal.，1984；Maniar and Piccoli，1989)。由此可见，花岗岩与大地构造环境之间存在密切的联系，为探索大陆地壳的构造演化提供了重要的指示意义(Maniar and Piccoli，1989；Wuetal.，2011)。

东北地区是我国显生宙岩浆岩最为发育的地区，形成大量的古生代至中生代的花岗岩(吴福元等，1999；Wuetal.，2011)。虽然前人对该地区岩体进行过很多年代学和地球化学方面的研究，但是花岗岩的成因及其形成构造环境一直存在争议，尤其是小兴安岭-张广才岭地区的花岗岩(Wuetal.，2011；Liuetal.，2017；Zhuetal.，2017；Geetal.，2017，2018，2019；Zhaoetal.，2018)。一种观点认为是古亚洲洋闭合后，中亚造山带内发生拆沉作用而产生大量岩浆上涌形成的(Xuetal.，2009，2013；Mengetal.，2011)；另一种观点则认为产生于古太平洋在俯冲过程中形成的弧后拉张环境(Yuetal.，2012；Guoetal.，2015；Maetal.，2015)；最近，越来越多的学者认为存在于佳木斯地块与松嫩地块之间的牡丹江洋为古太平洋的分支，小兴安岭-张广才岭岩浆岩带是牡丹江洋西向俯冲形成的岩浆弧(Dongetal.，2017；Zhuetal.，2017；Geetal.，2017，2018，2019)，与东侧的黑龙江蓝片岩一起组成了弧-沟体系(Zhouetal.，2009，2017)。

此外，关于小兴安岭-张广才岭地区岩浆岩的年代学格架、岩石组合以及时空分布特征也并不是很清楚。Ge等(2017，2018)曾对小兴安岭-张广才岭地区晚古生代至中生代的花岗岩进行初步的归纳总结，提出该地区分布的花岗岩形成时代具有自东向西逐渐变年轻的趋势，但是不足之处是没有考虑到中国东北地区自白垩纪以来发生的大规模走滑运动，尤其是郯庐断裂北支——佳木斯-依兰断裂对小兴安岭-张广才岭岩浆岩带走滑错动的影响。

鉴于此，本文分别对佳木斯-依兰断裂两侧的小兴安岭-张广才岭花岗岩进行锆石LA-ICP-MS U-Pb定年、全岩地球化学和锆石Lu-Hf同位素等方面的研究，并结合前人的研究数据，尝试消除佳木斯-依兰断裂走滑位移对该地区岩体分布的影响，重新厘定小兴安岭-张广才岭地区花岗岩的时空分布规律，并探讨其岩浆成因及构造环境。

1 区域地质背景与样品特征

中国东北地区位于中亚造山带的最东缘(图1a)，自西向东主要由额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯地块以及那丹哈达地体组成，各地块间分别以新林-喜桂图缝合带、贺根山-黑河缝合带、牡丹江缝合带和跃进山断裂相分割(黑龙江省地质矿产局，1993；Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009)。其中，松嫩地块位于东北地区中部，主要由西侧的大兴安岭南段、中部的松辽盆地以及东侧的小兴安岭-张广才岭组成。大兴安岭南段发育大量的石炭纪至白垩纪的花岗岩，伴有少量的古生代和新生代地层分布(黑龙江省地质矿产局，1993；Wuetal.，2011；Dongetal.，2017)。松辽盆地作为东北地区规模最大的陆相含油气盆地，面积达260 000 km2，盆地基底主要由古生代-中生代花岗岩和古生代地层组成，盆地南缘有古元古代的花岗片麻岩出露，被认为是来自华北板块的构造岩片(Wuetal.，2001，2011；Gaoetal.，2007；Peietal.，2007)。

图1 中亚造山带构造地质单元划分简图(a，Safonova and Santosh，2014)和小兴安岭-张广才岭地区岩浆岩分布简图 (b，据Zhou et al.，2009和Wu et al.，2011修改)Fig.1 Schematic tectonic map showing the main subdivisions of Central Asian Orogenic Belt (a,modified after Safonova and Santosh,2014) and distribution of magmatic rocks in the Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains (modified from Zhou et al.,2009 and Wu et al.,2011)

小兴安岭-张广才岭早期被认为是由大量的古生代花岗质岩石和零星分布的古生代地层组成，并且这些花岗质岩石构成了一条巨型的南北向岩浆岩带(图1b；黑龙江省地质矿产局，1993)。这些花岗质岩石类型主要为正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩和少量的碱性花岗岩等(刘恺等，2016)。但是近年来，随着高精度锆石U-Pb定年技术的普遍应用，之前很多被认为是早古生代的岩体时代陆续被重新更正为晚古生代和中生代(Wuetal.，2000，2011；Mengetal.，2011；魏红艳等，2012；Yangetal.，2015)，仅有少量花岗质岩体形成于早古生代(刘建峰等，2008；Wuetal.，2011；Wangetal.，2012，2016；魏连喜等，2013；Dongetal.，2017)。大量研究表明，中生代花岗岩主要由石英、斜长石、钾长石、黑云母和角闪石组成，常含有榍石、锆石和磷灰石等副矿物，并且属于中钾和高钾钙碱性系列，其A/CNK<1.1，Na/K>1，P2O5含量随SiO2含量增加具有降低的趋势，显示I型花岗岩的地球化学特征(刘恺等，2016；Liuetal.，2017；Geetal.，2017，2018)。Wu 等(2003a，2003b)提出这些I型花岗岩在侵位、冷却过程中经历了长期的结晶分异过程，是我国典型的高分异型花岗岩。其Sr-Nd同位素和锆石Lu-Hf同位素表明这些中生代花岗岩为新生陆壳的组成部分，记录了中亚造山带显生宙期间巨量的陆壳增生过程(Wuetal.，2000；Jahnetal.，2000a，2000b，2004)。

样品H15-09采自铁力市桃山镇东侧约1 km处的桃山镇岩体(图2a)，采样点坐标为N46°55′05″，E128°11′06″，在1∶20万地质图上属于晚古生代花岗岩。该岩体呈北东向展布，出露面积约85 km2，主体岩性为一套肉红色中细粒二长花岗岩，侵入到古生代地层中，被白垩纪地层角度不整合覆盖。野外观察发现，岩体片麻理比较发育，后期被基性岩脉侵入(图3a)。镜下观察显示，二长花岗岩主要矿物组成为石英(～30%)、钾长石(～35%)、斜长石(～25%)、黑云母(～5%)以及少量的锆石、榍石、磁铁矿和磷灰石等副矿物(<5%)(图3b)。

样品18HL-07采自依兰县德裕镇东侧约2 km处的德裕镇岩体(图2b)，采样点坐标为N46°25′35″，E129°34′55″，在1：20万地质图上属于古元古代花岗岩。该岩体呈椭球状侵入到二叠纪地层中，出露面积约16 km2，岩性有正长花岗岩和二长花岗岩等，主体为一套中细粒二长花岗岩。野外观察发现，所采的二长花岗岩具中细粒粒状结构，块状构造，节理比较发育，后期被灰绿色的基性岩脉侵入(图3c)。镜下观察显示，二长花岗岩主要矿物组成为石英(～25%)、钾长石(～30%)、斜长石(～35%)、黑云母(～7%)以及少量的锆石、榍石、磁铁矿和磷灰石等副矿物(<3%)(图3d)。

图2 铁力地区[a，据黑龙江省地质局区域地质测量队(1970)(1)黑龙江省地质局区域地质测量队.1970.1∶20万区域地质调查报告铁力县幅.]和依兰地区[b，据黑龙江省地质局区域地质测量第五分队(1972)(2)黑龙江省地质局区域地质测量第五分队.1972.1∶20万区域地质调查报告依兰县幅.]地质图和采样位置Fig.2 Detailed geological maps with the sampling localities in the Tieli [a,after Heilongjiang Geological Bureau RegionalGeological Survey Team (1970)(3)黑龙江省地质局区域地质测量队.1970.1∶20万区域地质调查报告铁力县幅.] and Yilan [b,after the 5th Deta chment of Regional Geological Survey,HeilongjiangGeological Bureau (1972)(4)黑龙江省地质局区域地质测量第五分队.1972.1∶20万区域地质调查报告依兰县幅.) ] areas图中样品号所代表的是出露岩体编号，如H15-09，如果一个露头所采样品数量多于一个，具体每个样品将额外编号为H15-09-1和H15-09-2The sample number in the map,such as H15-09,is a location number,in the case of more than one sample from a given location,the samples are given extra numbers,such as H15-09-1 and H15-09-2

图3 铁力和依兰地区花岗岩野外和镜下显微特征(矿物缩写符号据沈其韩，2009)Fig.3 Field photographs and photomicrographs of the monzogranite intrusions from Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains showing field relationships and textures (mineral abbreviation after Shen Qihan,2009)a—铁力地区二长花岗岩被基性岩脉侵入；b—二长花岗岩(H15-09-1)主要组成矿物(+)；c—依兰地区二长花岗岩节理比较发育；d—二长花岗岩(18HL-07-1)主要组成矿物(+)；Bt—黑云母；Pl—斜长石；Kfs—钾长石；Qtz—石英a—the monzogranite pluton intruded by the basic vein in the Tieli area；b—the mineral assemblage of the monzogranite (H15-09-1) (+)；c—the monzogranite pluton with well developed joints in the Yilan area；d—the mineral assemblage of the monzogranite (18HL-07-1) (+)；Bt—biotite；Pl—plagioclase；Kfs—K-feldspar；Qtz—quartz

2 实验方法

2.1锆石U-Pb定年

锆石单矿物分选在河北廊坊诚信地质服务有限公司完成。将待测年样品进行粉碎、淘洗，采用常规重选和磁选方法进行锆石分选，再在双目镜下手工挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒，将其整齐地粘在双面胶上，用无色透明的环氧树脂灌注成激光样品靶，待固结后对其进行抛磨至锆石的核部出露。随后采集锆石的透射光、反射光以及阴极发光(CL)图像进行分析，查明锆石内部结构，选择有代表性的锆石颗粒进行测试。

锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分别在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室和中国地质科学院地质研究所矿物/包裹体微区分析实验室完成。在北京大学测试过程中(样品H15-09-1)，选用的仪器为电感耦合等离子体质谱仪Agilent 7500ce及配套的COMPEXPRO 102准分子激光剥蚀系统。激光剥蚀束斑直径为32 μm，剥蚀频率为5 Hz，能量密度为6 J/cm2。分析过程中，每5个待测样品插入一组标准锆石样品。数据处理采用软件GLITTER 4.4(Vanetal.，2001)完成，选择标准锆石Plešovice(～337 Ma)作为外标进行同位素校正，标准锆石91500(～1 062 Ma)作为监控盲样。元素含量计算时选择国际标样NIST 610为外标、29Si为内标元素进行校正。数据分析过程中，所有样品的普通铅校正采用Anderson(2002)的方法，锆石年龄谐和图以及加权平均值的计算选用ISOPLOT 3.0 程序(Ludwig，2003)。详细的实验步骤和数据处理过程参照文献Yuan等(2004)。

在中国地质科学院地质研究所测试过程中(样品18HL-07-1)，选用的质谱仪为Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪，配有NWR193UC型193 nm深紫外激光剥蚀进样系统，激光剥蚀束斑直径为30 μm，频率为5 Hz，能量密度为2 J/cm2。分析过程中，锆石GJ-1(～610 Ma)和91500(～1 062 Ma)作为标样，每隔5个样品点分析2次标样。测试完成后，使用Iolite程序对数据进行处理。详细的实验流程参照于超等(2019)。

2.2 锆石原位Lu-Hf同位素分析

锆石原位Lu-Hf同位素测试在中国地质科学院地质研究所大陆动力学实验室完成，所用仪器为Neptune Plus多接收等离子体质谱仪和型号为COMPEXPRO 193 nm紫外激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)。实验过程中，激光束斑直径设置为32 μm，激光脉冲频率为8 Hz，剥蚀出的气溶胶通过载气He运入质谱仪进行同位素比值的精确测定。锆石标样91500作为参考标准，在本次测试中，其176Hf/177Hf值均在0.282 295±0.000 020(2σ)范围内，与Wu等(2006)所报道的176Hf/177Hf值在误差范围内完全一致。具体实验原理及详细分析流程参照Wu等(2006)和侯可军等(2007)。

2.3 全岩主量和微量元素测定

全岩主量元素分析在中科院地质与地球物理研究所岩矿制样与分析实验室、武汉上谱分析科技有限责任公司完成，微量元素分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室、武汉上谱分析科技有限责任公司完成。

在中科院地质与地球物理研究所测试全岩主量元素过程中，采用的分析方法为X射线荧光熔片法(XRF)，测试仪器为顺序式X射线荧光光谱仪(AXIOS Minerals)。制备样品时，先称量0.600 0 g待测样品放入已烧至恒重的小瓷坩埚中，然后将其置于预先加热到～1 000℃的高温炉内灼烧60 min，取出坩埚冷却至室温后，称重，计算样品的烧失量(LOI)。然后将测定后的样品粉末与6.000 0 g已烘干的Li2B4O7溶剂在玛瑙乳钵中研磨均匀后，转入Pt-Au坩埚中，滴入NH4Br溶液(120 mg/mL)5滴，并置于M-4燃气自动熔样机上加热至～1 060℃。熔融样品过程中，通过使坩埚不断旋转从而使样品充分熔融并混合均匀，约10 min后熔体被自动倒入模具中冷却，制成表面平整的圆饼(直径34 mm)以便测试。实验中通过重复测样(1/10)和测量国际标样(BCR-1和BCR-3)来进行监控，元素测量精度一般优于1%。

在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室测试微量元素过程中，采用的测试仪器为电感耦合等离子体质谱仪Agilent 7500ce。制备样品时，称量烘干后的岩石粉末25 mg倒入Teflon溶样罐中，加入1.5 mL浓HNO3和1.5 mL浓HF溶液，在电热板上50℃恒温过夜；第2天将电热板加热到150℃，直至溶液蒸干，再加入1.5 mL HF、1.5 mL HNO3和3滴HClO4，加盖置于高压罐内，放入烘箱内，在恒温175℃条件下溶解60 h以上；然后将Teflon溶样罐取出，在150℃条件下蒸干溶液呈湿盐状，再重新加入3 mL HNO3，加盖放入高压罐内，在烘箱150℃恒温下溶解10 h以上；最后再将样品蒸干，用1%的HNO3稀释到50 mL，充分摇匀以备测量。实验中测量国际标样GSR-1(花岗岩)、GSR-3(玄武岩)、GSR-10(辉长岩)、DZΣ-1(超基性岩)和空白样品来监控数据质量，通常元素测量精度优于5%，Nb和Ta优于10%。

3 实验结果

3.1锆石U-Pb年代学

样品H15-09-1和18HL-07-1中挑选出的锆石多数晶形较完整，在显微镜下主要为无色半透明-透明的短柱状、长柱状晶体，锆石颗粒长轴多在60～200 μm之间，长宽比介于1∶1～3∶1之间。CL图像显示多数锆石具有明显的岩浆振荡环带(图4a、4c)，少数具有核-边结构，核部为明显的继承锆石，边部发育不同程度的振荡环带，并且所选测年的锆石都具有较高的Th/U(0.08～0.83)值，说明其为岩浆成因锆石(Rubatto，2002；吴元保等，2004)。

图4 二长花岗岩锆石CL图(a、c)和LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图(b、d)(红色圆圈为U-Pb定年位置，黄色圆圈为Lu-Hf同位素分析位置)Fig.4 Representative cathodoluminescence (CL) images (a,c) and LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams (b,d) of zircons from the monzogranites (the red and yellow circles represent spots for U-Pb and Lu-Hf analysis,respectively)

样品H15-09-1中选取26颗锆石进行LA-ICP-MS U-Pb测试，剔除谐和性较差的点后，剩下23个分析点的206Pb/238U年龄介于210～185 Ma之间(表1、图4b)。其中，最年轻的一组岩浆锆石谐和年龄为190～185 Ma，加权平均值为188±1 Ma(n=14，MSWD=0.82)，代表该花岗岩的结晶年龄。而相对较老的谐和年龄应代表岩浆上升过程中所捕获的锆石年龄，分别为196±2 Ma(n=8，MSWD=1.3)和210±2 Ma。

样品18HL-07-1中选取25颗锆石进行LA-ICP-MS U-Pb测试，剔除谐和性较差的点后，剩下17个分析点均落在谐和线上或谐和线附近(表1、图4d)。其中，年龄较集中且年轻的16粒锆石的206Pb/238U年龄范围为271～248 Ma，加权平均值为257±3 Ma(MSWD=14)，代表了花岗岩的结晶年龄。另外1粒锆石年龄较老，其206Pb/238U年龄为299±3 Ma，可能为岩浆侵位过程中所捕获的围岩锆石。

表1 小兴安岭-张广才岭地区二长花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb 分析结果Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results for the monzogranites from Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains

3.2 Hf同位素特征

图5 二长花岗岩锆石Hf同位素特征(b为a的局部放大)Fig.5 Correlations between εHf(t) and ages of zircons from the monzogranite (b is local enlargement of a)

表2 小兴安岭-张广才岭地区二长花岗岩锆石Lu-Hf同位素分析结果Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic compositions for the monzogranite from Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains

3.3 岩石地球化学特征

共选取6个样品进行主量和微量元素测试，分析结果列于表3。其中，2个采自桃山镇岩体的二长花岗岩样品的SiO2含量为74.24%～75.95%，全碱(K2O+Na2O)含量为5.72%～8.94%，Al2O3含量变化于13.93%～14.28%之间，CaO含量变化于0.49%～2.25%之间，TFe2O3含量介于1.34%～1.61%之间，MgO含量较低，为0.25%～0.30%。在TAS分类图中，样品都落入亚碱性系列范围内(图6a；Irvine and Baragar，1971)，分别属于高钾钙碱性系列和低钾拉斑系列(图6b；Peccerillo and Taylor，1976)。此外，样品的A/CNK值变化于1.07～1.12之间，为弱过铝质花岗岩(图6c；Maniar and Piccoli，1989)。

表3 小兴安岭-张广才岭地区二长花岗岩主量元素(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析结果Table 3 Major (wB/%) and trace (wB/10-6) elements for the monzogranites from Xiao Hinggan Mountains- Zhangguangcai Mountains

续表3 Continued Table 3

4个采自德裕镇岩体的二长花岗岩样品的SiO2含量为70.23%～71.30%，全碱(K2O+Na2O)含量为8.36%～9.0%，Al2O3含量变化于15.12%～15.61%之间，CaO含量变化于1.32%～1.70%之间，TFe2O3含量介于1.43%～1.72%之间，MgO含量较低，为0.23%～0.29%。在TAS分类图中，样品都落入亚碱性系列范围内(图6a)，属于高钾钙碱性系列(图6b)。此外，样品的A/CNK值变化于1.03～1.07之间，为弱过铝质花岗岩(图6c)。

在球粒陨石标准化稀土元素配分图解上(图7a；Sun and McDonough，1989)，两个岩体的样品都表现为轻稀土元素富集、重稀土元素亏损的右倾型曲线[(La/Yb)N=6.97～22.75]，Eu具有明显的负异常(Eu*/Eu=0.20～0.81)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7b；Sun and McDonough，1989)，样品均表现出富集大离子亲石元素(如Rb、Th、K和Sr等)、亏损高场强元素(如Nb、Ta和Ti等)的地球化学特征。

图6 花岗岩地球化学分类图解Fig.6 Granite classification diagramsa—TAS图解(据Irvine and Baragar，1971)；b—K2O-SiO2图解(据Peccerillo and Taylor，1976)；c—A/NK-A/CNK图解(据Maniar and Piccoli，1989)；数据来源：魏红艳等，2012；Yu et al.,2013；包真艳等，2014；Dong et al.,2017；Ge et al.,2017，2018；Yang et al.,2017；Zhu et al.,2017；Zhao et al.,2018a—TAS diagram (after Irvine and Baragar,1971)；b—K2O versus SiO2 diagram (after Peccerillo and Taylor,1976)；c—A/NK versus A/CNK diagram (after Maniar and Piccoli,1989)；data sources：Wei Hongyan et al.,2012；Yu et al.,2013；Bao Zhenyan et al.,2014；Dong et al.,2017；Ge et al.,2017,2018；Yang et al.,2017；Zhu et al.,2017；Zhao et al.,2018

图7 花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized trace element patterns (b) for the granites in Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains球粒陨石标准化和原始地幔标准化数值据Sun and McDonough(1989)，数据来源：魏红艳等，2012；Yu et al.，2013；包真艳等，2014；Guo et al.，2016；Dong et al.，2017；Ge et al.，2017，2018；Yang et al.，2017；Zhu et al.，2017；Zhao et al.，2018Chondrite and primitive mantle values after Sun and McDonough (1989)；data sources：Wei Hongyan et al.,2012；Yu et al.,2013；Bao Zhenyan et al.,2014；Guo et al.,2016；Dong et al.,2017；Ge et al.,2017,2018；Yang et al.,2017；Zhu et al.,2017；Zhao et al.,2018

4 讨论

4.1 研究区晚古生代至中生代花岗岩时空分布

前人根据小兴安岭-张广才岭地区出露的岩浆岩之间的野外接触关系、岩石组合和区域地层对比、Rb-Sr年代学等方法的研究，提出该地区存在一条巨型的南北向古生代岩浆岩带(图1b；黑龙江省地质矿产局，1993)。然而早期对该带内的岩体形成时代的定年并不十分可靠，尤其是经历了后期构造-岩浆事件的改造，Rb-Sr体系遭到破坏，因此，用上述方法获得的结果来限定岩浆结晶年龄存在质疑(Wangetal.，2016)。近年来，一些研究者对小兴安岭-张广才岭地区的岩体进行大量的锆石U-Pb定年，将以往被认为是早古生代的岩体更正为晚古生代和中生代(Wuetal.，2000，2011；Mengetal.，2011；魏红艳等，2012；Yangetal.，2017)。

本文二长花岗岩样品的锆石发育典型的岩浆振荡环带结构(图4a、4c)，并且其Th/U值较高(0.08～0.83)，具有岩浆成因锆石的特点(Rubatto，2002；吴元保等，2004)。在锆石U-Pb年龄谐和图中(图4b、4d)，两个岩体的结晶年龄分别为188±1 Ma和257±3 Ma，代表二长花岗岩的形成时代，表明小兴安岭-张广才岭地区在晚二叠世和早侏罗世期间至少存在两期岩浆事件。

为了进一步探索小兴安岭-张广才岭地区岩浆岩的时空分布规律，本文归纳总结了该地区晚古生代至中生代期间已报道的126个花岗岩的锆石U-Pb年龄数据(表4)，然后按照经度进行年龄投图(经度区间为E124°～E131°)。锆石U-Pb年龄分布图显示(图8)，小兴安岭-张广才岭地区晚古生代至中生代的花岗岩具有自东向西形成时代逐渐变年轻的趋势。为了消除郯庐断裂带北支——佳木斯-依兰断裂走滑位移所造成的影响，本文又将佳木斯-依兰断裂两侧的岩体进行区分，分别按照经度进行年龄投图(图8)，这一年龄分布规律得到进一步证实。因此，本文提出，小兴安岭-张广才岭地区晚古生代至中生代的花岗质岩石形成时代具有由东向西逐渐变年轻的时空分布特征。

表4 小兴安岭-张广才岭地区晚古生代至中生代花岗质岩石锆石U-Pb年龄统计Table 4 The published zircon U-Pb ages for the late Paleozoic to Mesozoic granitoids from Xiao Hinggan Mountains- Zhangguangcai Mountains

续表4-1 Continued Table 4-1

续表4-2 Continued Table 4-2

图8 小兴安岭-张广才岭地区晚古生代至中生代花岗质岩石的锆石U-Pb年龄统计分布图(数据参照表4)Fig.8 Zircon U-Pb crystallization ages of granitoids in Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains (data after Table 4)

4.2 岩石成因类型及源区特征

德裕镇岩体二长花岗岩主要矿物组成为石英、斜长石、钾长石和黑云母，含有少量锆石、榍石、磁铁矿和磷灰石等副矿物，其中缺少角闪石可能是由于分离结晶作用导致的(Wuetal.，2003a)。这些岩石富集LILE和LREE，亏损HFSE和HREE，A/CNK值为1.03～1.07，为弱过铝质花岗岩，具有岛弧Ⅰ型花岗岩的矿物学和地球化学特征。在FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)和Zr-10 000 Ga/Al图解上(图9a、9b)，这些样品都落入Ⅰ型花岗岩区域，运用锆饱和温度计计算出的样品结晶温度为771～795℃(Watson and Harrison，1983；Hanchar and Watson，2003)。以上特征均显示其为典型Ⅰ型花岗岩。

通常认为，Ⅰ型花岗岩的岩浆来源主要有3种方式：① 基性下地壳岩石的部分熔融(Chappell and White，2001)；② 幔源基性岩浆的分离结晶作用 (Chenetal.，2000)；③ 壳幔岩浆的混合作用(Griffinetal.，2002)。本次研究的早二叠世花岗岩在小兴安岭-张广才岭地区广泛分布，构成巨型的南北向岩浆岩带(Wuetal.，2011；刘恺等，2016；Geetal.，2018)。由于同一时代的中基性岩浆岩出露范围较小，如此大规模的酸性岩浆不太可能由幔源岩浆经分离结晶作用演化而来。此外，镁铁质包体的缺失以及锆石Hf同位素的均匀分布，说明壳幔岩浆混合作用并不是德裕镇岩体花岗岩岩浆来源的主要途径。因此，本文认为德裕镇岩体二长花岗岩岩浆主要来源于下地壳的部分熔融。这些岩石较弱的Eu负异常以及P和Ti元素的亏损则是由于长石、磷灰石和钛铁矿-榍石等矿物的分离结晶引起的(图10)，但是分离结晶程度较低。岩石具有较高的Sr/Y和(La/Yb)N值，具有埃达克质岩石的特征，表明岩浆源区残留石榴子石和角闪石，推测该时期地壳具有一定程度的加厚(Condie，2005；Wangetal.，2005)。

图9 花岗岩分类图解和构造环境判别图解Fig.9 Petrogenetic and tectonic setting discrimination diagrams for the granitoids in Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountainsa—FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解；b—Zr-Ga/Al图解(据Whalen et al.，1987)；c—Rb-(Y+Nb)图解；d—Ta-Yb图解(据Pearce et al.，1984)；A—A型花岗岩；FG—高分异的M型、I型和S型花岗岩；OGT—未分异的M型、Ⅰ型和S型花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；ORG—洋中脊花岗岩；WPG—板内花岗岩；syn-COLG—同碰撞花岗岩a—FeOT/MgO versus (Zr+Nb+Ce+Y) diagram；b—Zr versus Ga/Al diagram (after Whalen et al.,1987)；c—Rb versus (Y+Nb) diagram；d—Ta versus Yb diagram (after Pearce et al.,1984)；A—A-type granite；FG—fractionated M-,Ⅰ- and S-type granite；OGT—unfractionated M-,Ⅰ- and S-type granite；VAG—volcanic arc granitoids；ORG—ocean ridge granitoids；WPG—within plate granitoids；syn-COLG—syn-collisional granitoids

图10 Rb/Sr - Ba(a)和Ba - Sr(b)相关图解(表明斜长石和钾长石的分离结晶作用，图中方向线改自Hu et al.,2018)Fig.10 Rb/Sr versus Ba (a) and Ba versus Sr (b) diagrams (showing the fractionation of plagioclase and K-feldspar,the vectors after Hu et al.,2018)

桃山镇岩体二长花岗岩的主要矿物组成与德裕镇岩体二长花岗岩类似，而且同样不存在镁铁质包体，具有Ⅰ型花岗岩的地球化学特征，其较高的SiO2和Al2O3含量、低的MgO含量和Mg#值，指示桃山镇岩体岩浆源区主要为壳源物质，没有幔源岩浆的加入(Barbarin，1999；Xuetal.，2009；Wangetal.，2016)。但是，相比于德裕镇岩体二长花岗岩，桃山镇岩体二长花岗岩具有相对较高的SiO2含量和A/CNK值(1.07～1.12)，并且具有明显的Ba、Nb、Ta、Sr、P、Eu和Ti等元素的负异常(图7b)，表明其岩浆在迁移侵位过程中经历了高度的结晶分异作用(Wuetal.，2003a，2003b)。其中，Nb-Ta-Ti的亏损可能是由于含Ti矿物(如钛铁矿和榍石等)的分离结晶引起的，P 的亏损可能是由于磷灰石的分离结晶引起的，Sr和Ba以及Eu的亏损则是由于钾长石和斜长石的分离结晶产生的(图10；Wuetal.,2003a)。根据锆石Hf同位素组成[εHf(t)=+1.7～+4.1]，本文认为铁力地区二长花岗岩的岩浆源区主要为中新元古代地壳物质，并且岩石中的捕获锆石具有相似的Hf同位素组成[εHf(t)=+2.9～+4.7]，表明中新元古代地壳物质很可能是铁力地区不同期次岩浆作用的主要源岩。综上，本文认为铁力地区的二长花岗岩岩浆主要来自于中新元古代下地壳的部分熔融，在岩浆演化过程中经历了以长石为主的高度分离结晶作用。

4.3 构造意义

前人对小兴安岭-张广才岭地区花岗岩类岩石进行了大量的地质年代学和地球化学方面的研究(Mengetal.，2011；Wuetal.，2011；魏红艳等，2012；Wangetal.，2012；Xuetal.，2013；Geetal.，2017，2018；Zhuetal.，2017；Zhaoetal.，2018)，本文对此进行了简要的归纳总结，如图6～9所示。

从地球化学数据可以看出(图6、图7)，小兴安岭-张广才岭地区晚古生代至中生代的花岗质岩石主要为中钾-高钾钙碱性的中酸性岩，岩石类型包括正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩和石英闪长岩等，其A/CNK值总体小于1.1，为准铝质-弱过铝质花岗岩。这些花岗岩都明显富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素和重稀土元素，具有火山弧岩浆岩的地球化学特征(Wilson，1989；Tangetal.，2016)。在构造判别图解上(图9c、9d)，样品几乎都投在火山弧花岗岩区域，可以初步推测研究区在晚古生代至中生代期间处于活动大陆边缘环境。这一结论还可从以下两方面得到论证：

(1) 小兴安岭-张广才岭地区出露同时代近南北向分布的中基性火山岩，并且这些火山岩具有火山弧岩浆岩的地球化学特征，已有的研究认为是由牡丹江洋的西向俯冲产生的(Mengetal.，2011；Yuetal.，2012；Xuetal.，2013；Guoetal.，2015；Dongetal.，2017；Yangetal.，2017)；

(2) 黑龙江杂岩带作为牡丹江洋俯冲闭合的最直接证据，与小兴安岭-张广才岭岩浆岩带呈南北向近平行分布(Zhouetal.，2009；周建波等，2013；Geetal.，2016)。此外，大量的研究表明，黑龙江杂岩的变质时代为202～172 Ma，与研究区的部分花岗岩形成时代相重叠，指示同期由俯冲引起的变质-岩浆作用(Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2016；Dongetal.，2019)。

通过总结小兴安岭-张广才岭地区花岗岩类岩石的时空分布规律(图8)，发现该地区晚古生代至中生代的岩浆岩具有自东向西形成时代逐渐变年轻的趋势。这一现象与美国西部120 Ma以来的岩浆岩自西向东逐渐变年轻的分布规律十分相似，而Keith (1978)和Humphreys 等(2003)对其解释为这一时期东太平洋板块向北美大陆俯冲角度逐渐变缓所引起的结果。因此，本文推测，小兴安岭-张广才岭地区岩浆岩的这一时空分布特征可能是由于小兴安岭-张广才岭东侧的牡丹江洋在晚古生代至中生代期间由于俯冲角度逐渐变缓造成的。