小兴安岭早白垩世福民河组高硅流纹岩锆石U--Pb定年、地球化学特征及地质意义

王奕朋，裴福萍，周皓，焦骥，魏敬洋，宋凯

吉林大学 地球科学学院，长春 130061

0 引言

长英质火成岩是浅部地壳的主要成分，记录了地壳演化和地球动力学的重要信息，特别是高硅质岩石，如高硅流纹岩和高硅花岗岩，对反演地壳演化过程至关重要[1--2]。高硅花岗岩(或流纹岩)一般是指SiO2含量超过70%的岩浆岩，在板内热点、大陆裂谷、碰撞造山带以及俯冲带等环境中都有广泛分布[3]。此外，这些岩石也显示独特的岩相学特征和地球化学特征，如高硅流纹岩通常具有贫晶的特征，同时具有相对较高的重稀土元素含量，较低的Ba--Sr含量，并极其亏损Eu、P和Ti等元素[4]。贫晶(斑晶)的高硅流纹岩喷发出地表之后，残余熔体为相对富晶(斑晶)的中酸性火山岩，即富晶体的英安岩或安山岩[3, 5]。尽管国内外众多地质学家对高硅流纹岩展开了广泛的研究，但其成因仍存在争议，部分学者认为高硅流纹岩可能是低硅岩浆分离结晶、高程度演化的产物[6--7]；另外一部分学者认为高硅流纹岩也可能来自于壳源岩石的低程度部分熔融[8--11]。

中亚造山带东段的小兴安岭地区福民河组产出有贫斑晶的高硅流纹岩[12]，为研究高硅流纹岩的成因，笔者对小兴安岭地区福民河组中的火山岩进行野外地质调查，并对其岩石学、锆石U--Pb年代学和岩石地球化学进行了研究，查明福民河组火山岩的岩石成因，提出高硅流纹岩可能的成因模式。为东北地区早白垩世构造背景的研究提供火成岩方面的证据。

1 地质背景与样品描述

中国东北地区位于中亚造山带东段，主要由一系列不同属性的微陆块和缝合带拼贴而成，由西向东依次为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩—张广才岭地块、佳木斯—兴凯地块和那丹哈达地体(图1a)[13--17]。研究区位于小兴安岭地区北部，靠近松嫩—张广才岭地块与佳木斯地块缝合带(图1b)。区内零星出露晚古生代二叠纪五道岭组地层，主要由安山岩、安山质凝灰岩、流纹岩及粉砂岩组成[18]，但最新的研究结果显示其形成于晚三叠世—早侏罗世[19]。中生代地层自下而上包括美丰组和福民河组[18, 20]。区内美丰组火山岩大面积分布，其岩石类型包括玄武岩、玄武安山岩、玄武粗安岩、粗安岩和粗面岩，福民河组以酸性熔岩为主，夹火山碎屑岩及珍珠岩，局部地区见英安岩或安山岩夹层[18, 20--21]。区内岩浆活动强烈，广泛分布晚石炭世侵入岩，其岩石类型主要包括石英闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩，同时分布有少量晚三叠世—早侏罗世侵入岩，岩石组合为二长花岗岩--正长花岗岩--碱长花岗岩--碱性花岗岩[20--22]。

福民河组火山岩样品采自美丰林场西侧约40 km处，另外少量样品采自美丰林场北侧约5 km处(图1b)，主要为粗面岩，流纹岩和珍珠岩。粗面岩(18PH14)(图 2a)：斑状结构，块状构造，斑晶主要为透长石(15 %)和石英(5 %)，基质为粗面结构，可见长条状碱性长石定向排列。流纹岩(18PH9、18PH15)：斑状结构，流纹构造，斑晶主要为透长石(10 %)和石英(5 %)，基质为霏细结构，由长英质矿物组成。珍珠岩(18PH16)(图 2b)：斑状结构，斑晶由透长石(5 %)和石英(5 %)组成，基质为玻璃质结构。

图1 东北地区大地构造简图[13] (a) 和研究区地质略图 (b)Fig.1 Tectonic sketch map of northeastern China (a) and simplified geological map of study area (b)

Q.石英；San.透长石。图2 福民河组火山岩镜下显微照片Fig.2 Photomicrographs of volcanic rocks from Fuminhe Formation

2 分析方法

2.1 锆石U--Pb年代学

在河北省廊坊市岩拓地质服务有限公司完成了矿物的分选工作。锆石的透射光、反射光和阴极发光图像的采集工作在北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U--Pb测年实验在武汉上谱分析科技有限责任公司实验室的Agilent 7500a ICP--MS仪器上应用标准测定程序进行，详细的实验原理和流程参见文献[23--25]。采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST 610作外标，分别进行同位素和微量元素分馏校正，实验仪器测试的激光束斑直径和频率分别为32 μm和10 Hz。采用Andersen[26]提出的方法进行同位素比值的矫正，以扣除普通铅的影响。

2.2 主量和微量元素

全岩主量和微量元素分析均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成，主量元素含量利用日本理学PrimusⅧ 射线荧光光谱仪(XRF)分析完成，微量元素含量则采用Agilent 7500a ICP--MS仪器分析完成。对国际标样BCR--2、BHVO--1和AGV--1的分析结果表明，主量元素和微量元素的分析精度和准确度分别优于5%和10%。

3 分析结果

3.1 锆石U--Pb年代学

福民河组流纹岩中部分锆石的CL图像见图3a，锆石U--Pb定年结果见表1。福民河组流纹岩(18PH16--7)中的锆石为自形晶或半自形晶，长宽比介于2∶1 ～ 1∶1，发育有岩浆振荡生长环带(图 3a)，Th/U比值为0.41～0.81，暗示其为岩浆成因[27]。15个测点的206Pb/238U年龄值介于(110±1) Ma ～ (102±1) Ma，加权平均年龄为(105 ± 1) Ma(图 3b)，表明福民河组流纹岩的形成时代为早白垩世。

图3 福民河组流纹岩部分锆石阴极发光图像(a)和锆石LA--LCP--MS U--Pb年龄谐和图(b) Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images of selected zircon grains (a) and LA--LCP--MS zircon U--Pb concordia diagrams (b) of rhyolites from Fuminhe Formation

3.2 地球化学

福民河组地球化学数据见表2。福民河组火山岩具有较高的SiO2(66.36%～80.78%)、Al2O3(9.00%～14.91%)和全碱含量(Na2O+K2O=7.06%～9.77%)，MgO(0.05%～1.56%)和TiO2(0.12 %～0.51%)的含量较低，Mg#值介于5～42。A/CNK介于0.87～1.05，Na2O/K2O值介于0.50～1.05。在TAS图解中落入粗面岩和流纹岩的范围内(图4a)，在SiO2--AR图解中落入碱性系列(图5)。

图5 福民河组火山岩AR--SiO2关系图解[31](营城组流纹岩数据引自[30])Fig.5 AR versus SiO2 of volcanic rocks from Fuminhe Formation.

表2 福民河组火山岩主量元素(10-2)和微量元素(10-6)分析结果

图4 福民河组火山岩TAS图解[28] (a) 和SiO2--K2O图[29] (b)(美丰组火山岩和营城组流纹岩数据引自文献[20, 30])Fig.4 Diagrams of total alkali versus SiO2 (TAS) (a) and SiO2 versus K2O(b) of volcanic rocks from Fuminhe Formation

球粒陨石标准化稀土元素配分图解中，福民河组火山岩总体表现为右倾型，富集轻稀土元素、亏损重稀土元素(LaN/YbN=(3.70～15.08)，稀土元素总量(∑REE)介于208×10-6～361×10-6，具有明显的Eu负异常(δEu = 0.13～0.49)，呈显著的“V”型谷。在原始地幔标准化图解中，样品亏损Ti、Sr、P和Ba，并具有Nb和Ta弱亏损(图6)。福民河组流纹岩的地球化学特征类似于同时期松辽盆地营城组流纹岩[30]。

4 讨论

4.1 福民河组火山岩的形成时代

前人基于全岩K--Ar同位素定年结果，认为小兴安岭地区福民河组的形成时代为晚白垩世(92～66 Ma)[18]，由于K--Ar体系具有较低的封闭温度，容易受到后期热扰动导致结果偏年轻。因此，笔者采用了LA--ICP--MS锆石U--Pb定年方法对福民河组火山岩的形成时代进行限定。

锆石CL图像及Th/U比值(0.41～0.81)显示，它们均为岩浆成因。定年结果显示，福民河组流纹岩(18PH16--7)形成时代为(105±1) Ma，即福民河组形成于早白垩世。这与研究区美丰组的形成时代(105 Ma)一致[20]。研究区及邻区早白垩世岩浆活动强烈，如松辽盆地营城组流纹岩的形成时间为(115±2)Ma～(109±2)Ma[34--35]，佳木斯地区双峰式岩墙群的时代为(100±2)Ma[36]。

4.2 福民河组火山岩的成因机制

福民河组流纹岩具有较高的SiO2含量(71.80%～80.78%)，亏损Ba、Sr、Eu、P和Ti，与高硅流纹岩的特征相似[4]。美丰组与福民河组火山岩在空间位置上紧密伴生，且其形成时代相近。另外，通过岩相学的观察，笔者发现在岩浆演化的早期阶段，玄武岩—玄武安山岩—安山岩中斑晶主要为橄榄石，辉石和斜长石；在岩浆演化的后期，粗面岩—流纹岩阶段，斑晶矿物组合为斜长石、钾长石和石英，随着SiO2含量的增加，斑晶斜长石的含量逐渐减少，而钾长石和石英的含量逐渐增加，矿物组合的变化暗示美丰组和福民河组火山岩的岩石化学成分的变化主要受分离矿物相组合变化(分离结晶作用)的制约。哈克图解中主量元素的变化较好地印证了这一点，美丰组与福民河组火山岩的SiO2含量与主量元素普遍具有较好的线性关系，例如，SiO2与FeOT，CaO和MgO呈较好的负相关，表明橄榄石和辉石是岩浆演化的主要分离矿物相，SiO2与Al2O3，Na2O和K2O呈现先正相关后负相关的关系，暗示岩浆演化早期主要为斜长石的分离结晶，晚期主要为钾长石的分离结晶(图7)。福民河组流纹岩具有明显的Ba、Sr和Eu的负异常，Rb/Ba和K/Ba比值较高，暗示斜长石和钾长石的分离结晶作用的存在(图 8)[37，而P和Ti的亏损应与磷灰石和钛铁矿的分离结晶作用有关。此外，美丰组与福民河组火山岩具有相似的稀土和微量元素配分型式[20]，同时，美丰组中基性岩与福民河组流纹岩具有相近的初始143Nd/144Nd(美丰组：(143Nd/144Nd)i= 0.512 542～0.512 732；福民河组：(143Nd/144Nd)i= 0.512 565)比值[12]。前人研究显示，美丰组玄武岩低SiO2(51.27 %)、高Mg#值(57.2)以及较高的Cr(272.5×10-6)、Co(40.94×10-6)和Ni(193.7×10-6)[20]表明其应来源于幔源岩浆的部分熔融[38]。综上所述，笔者认为，美丰组与福民河组火山岩具有同源岩浆演化的趋势，福民河组火山岩应为幔源岩浆结晶分异成因。

图6 福民河组火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图[32] (a) 和原始地幔标准化微量元素蛛网图[33] (b)(美丰组火山岩和营城组流纹岩数据引自文献[20, 30]) Fig.6 Chondrite normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle normalized trace element spider diagrams (b) of volcanic rocks from Fuminhe Formation

图7 福民河组火山岩SiO2与主要氧化物的哈克图解(美丰组火山岩数据引自文献[20])Fig.7 Harker diagrams of SiO2 versus major oxides of volcanic rocks from Fuminhe Formation

图8 福民河组火山岩结晶分异判别图解(美丰组火山岩数据引自文献[20])Fig.8 Discrimination diagrams of crystal differentiation of volcanic rocks from Fuminhe Formation

Bachmann et al.[4]的晶粥体模式被广泛应用于高硅流纹岩的成因机制解释，流纹岩质岩浆在岩浆房中发生结晶作用时，晶体周围分布着一定数量的熔体，晶体和熔体共同构成了所谓的晶粥体。除了部分直接喷发至地表的幔源玄武质岩浆外，大部分岩浆喷发前往往赋存于地壳浅部，形成高位岩浆房，在这一过程中被地壳物质同化混染。这与美丰组火山岩在SiO2与K2O/P2O5、K2O/TiO2图解中表现出的随SiO2含量升高，线性关系增强的特点一致[12]。此外，笔者对美丰组铁镁质样品(SiO2<54%)进行了岩浆源区物源分析，根据投图结果显示，美丰组火山岩可能是尖晶石--石榴石二辉橄榄岩的部分熔融(图略)[20]。美丰组上段火山岩喷发至地表之后，由于残余未喷发的高硅流纹质熔体仍处于较热的状态，当受到外来岩浆作用时，高度结晶的晶粥体更容易重新加热并活化，福民河组粗面岩中的斜长石出现港湾状的重融特征，暗示了整个岩浆房被新的热源重新加热。热量、流体或挥发物质的输入可以极大地降低岩浆的黏度，并增强矿物相从间隙熔体的分离，促进长石和其他矿物与高硅质流体的分馏作用[39]。随后，高度演化的福民河组高硅流纹岩喷发[5]。晶粥体模式同样适用于中国东部高硅流纹岩的研究，例如松辽盆地北部营城组流纹岩具有极高的SiO2含量，斑晶含量较少，其中酸性火山岩具有同源演化的特征，暗示高硅流纹质岩浆起源于早期的中性晶粥岩浆房[35]；浙江东部早白垩世晚期高硅质流纹岩同样是由早期岩浆再次经历斜长石和锆石等矿物的分离结晶作用形成的[5]。

4.3 构造意义

研究区福民河组早白垩世火山岩的岩石组合为粗面岩--流纹岩，在AR--SiO2图解中落入碱性系列，同时，福民河组高硅流纹岩较高的重稀土元素含量、明显的Eu负异常以及“V”型的稀土元素分配形式与强烈分异作用有关。另外，在构造判别图解中，福民河组流纹岩的样品均投影在板内花岗岩及附近区域内(图9)。前人研究表明，高硅流纹岩多形成于稳定的大陆弧或者陆内环境[4]。上述特征说明福民河组流纹岩形成于伸展环境，这也得到了锆石饱和温度计的证实(805℃～972℃)。然而，美丰组火山岩主量元素显示钙碱性火山岩特征，并具有Nb、Ta等高场强元素的亏损，这又与俯冲带环境下产出的火山岩相似。在佳木斯地区北部松木河组中发现双峰式岩墙，揭示了早白垩世时期佳木斯地区处于一种伸展的构造环境[36]，这也被最近在松辽盆地内营城组A型流纹岩的发现所证实[40]。综合区域研究成果，笔者认为美丰组与福民河组火山岩应形成于俯冲背景下偏陆内的伸展环境。

图9 福民河组火山岩构造环境判别图解(营城组流纹岩数据引自文献[28])Fig.9 Discrimination diagrams for tectonic setting of volcanic rocks from Fuminhe Formation

早白垩世时期，在古太平洋板块北西向俯冲的背景下，东北地区东部的小兴安岭—松辽盆地区域处于陆内伸展环境[40--41]，地壳的拉张减薄以及深部软流圈地幔的上涌和幔源岩浆的底侵作用使得早白垩世中基性岩浆房中残余晶粥体活化，同时使岩浆房受到了强烈的热扰动，引发高硅流纹岩喷发作用(图 10)。

图10 高硅流纹岩形成的晶粥体模式图[42]Fig.10 Schematic illustration of magma mush for generation of high-silica rhyolites

5 结论

(1)小兴安岭地区福民河组火山岩形成于早白垩世(105±1 Ma)。

(2)美丰组和福民河组火山岩的形成时代、岩石学和地球化学特征表明二者为同源演化的关系，福民河组流纹岩形成于早期岩浆形成的晶粥体重新受热，进一步发生分离结晶作用并喷出地表冷凝而成。

(3)福民河组高硅流纹岩形成于古太平洋板块向欧亚大陆之下的俯冲背景下的陆内伸展环境。