大兴安岭北段满克头鄂博组火山岩形成时代、地球化学特征与大地构造环境

2021-12-06汤静如舒广龙姜迎久孙振江

桂林理工大学学报 2021年3期

赵强, 汤静如, 周青, 舒广龙, 马鹏, 姜迎久, 孙振江

(1.桂林理工大学地球科学学院, 广西桂林 541006; 2.中国地质调查局沈阳地质调查中心, 沈阳 110034;3.黑龙江省第九地质勘查院, 黑龙江齐齐哈尔 161000)

0 引言

大兴安岭呈北北东向位于西伯利亚板块与华北板块之间缝合带上[1-2], 该地区在中侏罗世至早白垩世发生了规模宏大的火山活动, 是国内外众多地质研究者关注的研究热点之一。喷发形成的各火山岩地层时代存有一定争议, 成因背景同样存在以下几种主要观点: 板内伸展造山成因[3-4]、地幔柱成因[5-7]、太平洋板块俯冲作用[8-10]、蒙古-鄂霍茨克洋闭合后伸展作用[11-16]。对于大兴安岭中生代火山岩地层形成时代及成因背景的争议, 主要原因有: 大兴安岭地区植被覆盖较多, 缺失各有关地层间及地层与岩体接触关系的露头证据, 缺乏古生物年代学资料; 火山岩具有大面积、多期次、多旋回喷发特点, 导致火山岩分布广、岩石类型多样、岩石地球化学复杂的特点, 这些因素导致有关专家对其构造背景和地层形成时代认识不统一。大兴安岭所属不同行政区, 有关单位对区调过程中划分填图单元归属的问题存在一定分歧。满克头鄂博组在该地区地层格架上具有承上启下的作用, 但是其年龄和地球化学数据相对于其下伏的塔木兰沟组及上覆玛尼吐组和白音高老组少, 报道主要集中在大兴安岭中南段和西坡的满洲里地区, 而对其形成时代尚未形成统一意见[17-22]。大兴安岭北段主脊的满克头鄂博组研究程度相对较低, 形成时代和大地构造背景有一定争议[18, 20]。基于上述存在的问题和研究区所处的特殊构造位置, 对区内满克头鄂博组火山岩进行年代学及地球化学研究很有必要。为此，笔者等对大兴安岭北段呼源地区满克头鄂博组火山岩进行了地质调查, 开展岩相学、年代学及地球化学研究, 探讨其形成时代及岩石成因背景。

1 地质背景

前人依据喜桂图-塔源缝合带与贺根山-黑河缝合带将大兴安岭划分为3个地块, 由东向西为松嫩地块、兴安地块、额尔古纳地块[2, 23]。研究区位于额尔古纳地块北东侧(图1a), 该地块是从冈瓦纳古陆裂解下来的一个古微陆块[24], 其前寒武系基底主要由角闪岩相的新华渡口群、绿片岩相的佳疙瘩群和出露较少的新元古代花岗岩组成, 古生代地层主要是一套陆相沉积夹火山岩并经浅变质形成的倭勒根群大网子组[25]。晚古生代受古亚洲洋构造体制演化控制, 中生代以来在东北陆块群与西伯利亚板块之间的鄂霍茨克洋闭合影响下, 导致大兴安岭中生代岩浆活动强烈, 形成大面积分布的中生代侵入岩和火山岩[12, 26-27]。大兴安岭北段中生代火山岩地层及岩性主要有: 早侏罗世塔木兰沟组中基性火山岩[28-29]; 晚侏罗世满克头鄂博组中酸-酸性熔岩类、酸性和中酸性碎屑岩类, 主要是流纹质角砾凝灰岩、英安质凝灰岩、英安岩、流纹岩夹流纹质凝灰岩; 晚侏罗-早白垩世玛尼吐组为一套中性-中酸性火山碎屑岩、火山-沉积岩类及火山熔岩[30-31]; 早白垩世白音高老组为一套中酸性火山岩[32-33]。

研究区内出露大面积中生代火山岩(图1b), 为了确定各个地层岩石类型与岩性组合及形成时代, 笔者同项目组成员对区内火山岩进行地质调查，新发现了倭勒根群大网子组, 主要出露于研究区东侧, 岩性有变砂岩、变粉砂岩、变粗安岩[25]。晚三叠世-早侏罗世花岗岩, 主要出露在研究区的南西侧, 主要为二长花岗岩及花岗闪长岩。依据地质填图成果、火山口分布及剖面中岩石组合和地层层序、锆石U-Pb年龄等特征, 将研究区内中生代火山岩厘定为: 晚侏罗世满克头鄂博组、晚侏罗-早白垩世玛尼吐组、早白垩世白音高老组。满克头鄂博组在区内分布面积最大, 区域最广, 露头点可以看到满克头鄂博组直接覆盖于早古生代火山基底大网子组和晚三叠世-早侏罗世花岗岩类之上。满克头鄂博组火山岩中含前两者碎屑, 说明其形成不早于早侏罗世(图2a)。在欧宁河北岸可见该地层与上覆晚侏罗-早白垩世玛尼吐组呈整合接触关系, 其形成时代不晚于晚侏罗世。满克头鄂博组火山岩主要以中心式喷发为主, 通过遥感图像, 在雄关北1166高地识别出主、副两个火山口。实测剖面中, 发现满克头鄂博组火山活动强烈, 主要岩石类型有酸性和中酸性熔岩类、酸性和中酸性碎屑岩类，主要经历了4次喷发韵律, 依次为爆发式—喷溢式—爆发式—喷溢式。满克头鄂博组下部岩石组合为英安质角砾凝灰岩、英安质凝灰岩、英安质熔结凝灰岩夹安山质凝灰岩; 上部为英安岩、流纹岩夹流纹质凝灰岩等。玛尼吐组整合于满克头鄂博组之上, 出露在研究区北侧, 主要岩性为火山碎屑岩、熔岩, 夹少量流纹岩、沉凝灰岩、长石岩屑砂岩等。本区内白音高老组与玛尼吐组接触关系不详, 其出露于研究区南侧, 主要为英安岩、英安质凝灰岩夹流纹岩等。

图1 大地构造位置图(a,据文献[23]修改)及研究区地质简图(b)

2 样品采集和分析方法

2.1 样品描述

采集的样品主要是在天然露头及人工露头点的新鲜无蚀变岩石。本次共采集2件LA-ICP-MS锆石U-Pb样品, 8件主量元素样品, 5件稀土、微量元素分析样品, 采样位置见图1b, 部分样品特征见图2。

定年样品GS16, 采自呼中区幅东北部, 横流河上游南999高地西约500 m处, 岩石类型为珍珠岩(图2d): 不含斑晶, 全部由玻璃质基质组成, 由熔岩喷出地表后, 骤然冷却而形成发育的弧形珍珠状裂理, 岩石已全部脱玻, 析出了大量隐晶状或微晶状长石和石英, 充填于珍珠状裂理之中及其核部, 无定向排列。

定年样品GS17, 采自苍山主峰西北500 m处, 岩石类型为流纹质熔结凝灰岩(图2c、e): 熔结凝灰结构, 假流纹构造, 岩石由10%左右的刚性碎屑和90%左右的塑性碎屑组成。刚性碎屑, 主要由斜长石晶屑组成, 棱角状, 具聚片双晶, 大小在2.0 mm以下不等, 杂乱分布。塑性碎屑, 由浆屑和塑性玻屑组成: 浆屑较为粗大, 多呈条带状, 有的两端具分叉现象, 有的含斜长石晶屑包体, 已全部脱玻, 脱玻后具隐晶结构或显微嵌晶结构, 定向排列; 塑性玻屑呈条纹状, 有时被刚性碎屑压弯减薄, 具连续定向排列。

GS04、GS20、GS42为英安质熔结凝灰岩(图2f), 碎屑物由刚性岩屑、晶屑碎屑和塑性碎屑组成, 晶屑和岩屑大小不一, 杂乱分布, 基质为隐晶质, 可以观察到岩浆流动构造。GS21为流纹岩(图2g), 岩石几乎不含斑晶, 全部由基质组成, 基质由长英质组成, 呈隐晶状、显微球粒状, 集合体呈条纹状, 平行排列, 构成了流纹构造。GS29为流纹质晶屑角砾凝灰岩, 岩石中晶屑和岩屑, 大小不一, 杂乱分布, 火山灰由极为细小的火山灰尘组成。岩石受到动力作用, 发生破碎, 生成一定裂隙。GS35为粗安岩(图2h), 斑状结构, 气孔构造, 斑晶主要为斜长石和碱性长石, 基质由长石和隐晶质组成, 长石定向排列形成玻晶交织结构。

图2 满克头鄂博组岩石照片及镜下特征

2.2 分析方法

锆石挑选在河北省区域地质矿产调查研究所完成。锆石主要呈短柱状、长柱状, 绝大多数晶棱完好, 且振荡环带发育(图3), 为典型岩浆岩锆石特点。锆石制靶、图像采集和锆石测试工作委托吉林大学测试科学实验中心完成, 锆石测定应用ICP-MS仪器, 选择锆石颗粒表面无裂隙、内部环带清晰、无包裹体的位置作为U-Pb定年的测试点。采用Andersen的方法进行同位素比值校正, 以扣除普通Pb元素影响。锆石测年中Pb同位素比值、U-Pb表面年龄和微量元素含量运用ICPMSDataCal程序进行处理。年龄计算及成图采用Isoplot程序, 测试数据、加权平均年龄的误差均为1σ。主量、微量元素分析测试委托国土资源部哈尔滨矿产资源监督检测中心完成, 主量元素使用X荧光光谱仪(XRF)进行测定, 微量元素使用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定。

图3 满克头鄂博组部分锆石图像

3 样品测试结果分析

3.1 锆石年龄测试结果

测试结果见表1。珍珠岩(GS16), 锆石Th/U值为0.71～1.66, 具有岩浆成因特征, 测得20颗锆石206Pb/238U年龄范围为144.8～281.4 Ma, 剔除3个统计离群点, 获得U-Pb谐和年龄为150.9±2.1 Ma(n=17,MSWD=1.3)(图4a)，认为该样品锆石U-Pb谐和年龄加权平均值代表了岩石形成年龄。流纹质熔结凝灰岩(GS17), 锆石Th/U值为0.42～2.40, 具有岩浆成因特征, 测得20颗锆石206Pb/238U年龄范围为148.6～196.2 Ma, 剔除4个统计离群点, 其中175.3～196.2 Ma锆石年龄组应为捕获锆石年龄(在研究区西南部出露有晚三叠世-早侏罗世花岗岩), 获得U-Pb谐和年龄加权平均值为158.9±0.92 Ma(n=16,MSWD=2.7)(图4b)。

表1 满克头鄂博组火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果

图4 满克头鄂博组火山岩锆石U-Pb年龄谐和图

3.2 岩石地球化学特征

满克头鄂博组主量、稀土、微量元素测试结果及特征参数见表2、3。该期火山岩SiO2含量为69.59%～80.54%, 属酸性火山岩类, Al2O3含量为10.32%～14.93%, TiO2为0.11%～0.40%, CaO含量为0.02%～0.76%, MgO含量为0.02%～0.70%, Na2O+K2O含量为7.29%～9.89%, K2O/Na2O为0.67～2.72, 岩石富钾钠, 而贫钙镁。A/CNK为1.02～1.53, A/NK为1.05～1.56, 属过铝质岩石。里特曼指数δ=1.63～3.34, 平均2.37, 属钙碱性系列。在TAS图解中多数样品落入流纹岩区域(图5), 在K2O-SiO2图解中绝大多数样品落入高钾钙碱性系列(图6), 样品GS16(珍珠岩)中, 主要矿物为隐晶质石英及细粒石英, 其他矿物组分较少, 故该样品落入钙碱性系列区域。

图6 K2O-SiO2图解

表2 满克头鄂博组火山岩化学成分测试结果

图5 火山岩TAS图解

岩石稀土总量∑REE为127.22×10-6～191.27×10-6,平均160.80×10-6;LREE/HREE为11.48～14.14,(La/Yb)N为11.57～16.53, LREE相对富集(图7);(La/Sm)N值较高, 为3.24～5.18, 轻稀土分馏明显;(Gd/Yb)N值较低,为1.36～2.17,重稀土分馏不显著;δEu为0.27～0.50,Eu亏损较显著,说明岩浆源区有斜长石富集残留,或陆壳在发生大规模熔融作用过程中,斜长石作为难容相而残留。在微量元素蛛网图(图8)上, 岩石相对亏损Ba、Nb、Ta等高场强元素，强烈亏损Sr元素；富集Rb、U、Th大离子亲石元素及La、Ce、Zr、Hf。满克头鄂博组岩石中Al2O3、SiO2、K2O含量较高,其中P2O5含量相对较低(0.02%～0.14%, 平均0.04%), 反映岩浆源区有副矿物磷灰石的残留。根据上述信息,推断大兴安岭北段呼源地区满克头鄂博组原始岩浆可能由地壳部分熔融形成。

表3 满克头鄂博组火山岩稀土、微量元素测试结果

图7 满克头鄂博组火山岩稀土元素配分曲线

图8 满克头鄂博组火山岩微量元素蛛网图

4 讨论

4.1 形成时代

大兴安岭中生代火山岩中各个地层单元的形成时代, 一直是有关研究者和生产单位关注的热点之一。对于大兴安岭满克头鄂博组火山岩形成年龄, 主要争议时间有两个时间段，即晚侏罗世和早白垩世(表4)。大兴安岭北段克一河与中南段的索伦、扎鲁特旗地区获得的年龄数据近一致, 为早白垩, 其他地区获得年龄为晚侏罗。对于满克头鄂博组形成时代存在的差异, 可能是大部分同位素研究仅在局部位置或点上研究, 缺乏接触关系、岩石组合等基础地质资料的系统收集和归纳; 满克头鄂博组与白音高老组岩石组合极为相似, 限于过去有限的测试手段, 基础地质图过程中部分酸性火山岩地质体的归属并不准确, 而获得的早白垩世锆石年龄实际上指示所测试的地质体应归属于白音高老组, 不能代表满克头鄂博组的形成时代[22]。本次2件年龄样品中锆石具有典型的岩浆成因(Th/U>0.1), 锆石年龄代表着岩石的成岩时代150.9±2.1 Ma和158.9±0.92 Ma, 为晚侏罗世。北段图里河地区晚侏罗世满克头鄂博组岩性以流纹岩为主, 也也分布有流纹质晶屑凝灰熔岩、流纹质含角砾岩屑晶屑凝灰岩等酸性火山熔岩、火山碎屑岩[34], 与本次研究区内的满克头鄂博组岩石组合相近。图里河地区[34]与本区内满克头鄂博组均未见克一河地区[18,20]所描述的代表相对稳定环境的沉凝灰岩及沉凝灰砂岩类岩石。白玉岭等[22]在满洲里地区满克头鄂博组中发现晚侏罗Nestoria(尼斯托叶肢介)化石, 同时测定该地区满克头鄂博组中上部的流纹岩锆石年龄为156.6±0.96 Ma, 该年龄与本次获得的锆石U-Pb年龄相近。同时研究区内的满克头鄂博组与下伏晚三叠世-早侏罗世岩体为沉积接触, 其同上覆玛尼吐组为整合接触。综上, 本次工作最终将本区内的满克头鄂博组形成年代定为晚侏罗世。

表4 满克头鄂博组火山岩锆石U-Pb年龄统计

4.2 岩浆源区

对于大兴安岭中生代酸性火山岩来源观点有: ① 碱性系列地幔岩浆分离结晶作用形成[6-7]; ② 地壳混染及下地壳重熔作用下形成[13]; ③ 岩石地壳的部分熔融[43]; ④ 玄武质岩浆结晶分异[44]。地幔有关岩浆岩具有高MgO, 富相容元素的特点, 而本区满克头鄂博组岩石中，MgO含量较低(在0.02%～0.52%), 有别于地幔岩浆特点, 相容元素Cr、Co含量也低于地幔岩浆特征值；Zr、Hf元素作为极不相容元素, 基本不进入地幔相矿物；该组火山岩总体相对富集Zr、Hf元素, 暗示满克头鄂博组非幔源岩浆演化而来；稀土元素配分曲线是轻稀土富集重稀土亏损, 岩石富硅、富碱、贫钙镁, 属于钙碱性系列岩石, 均说明其岩浆来源非幔源。

玄武质岩浆经过高分异或者地壳混染作用(AFC)会形成一套近乎同期的基性—中性—酸性岩浆岩系列, 但是大兴安岭地区出露的中生代基性火山岩为早侏罗世塔木兰沟组玄武岩、早白垩世梅勒图组玄武岩, 它们的形成时代明显不同于满克头鄂博组, 因此满克头鄂博组不太可能是基性岩浆分异或者地壳混染而来。满克头鄂博组样品中A/CNK为1.02～1.53, 属过铝质岩石；里特曼指数δ=1.63～3.34, 属钙碱性系列；P2O5含量相对较低(0.02%～0.14%), 反映岩浆源区有磷灰石矿物的残留, 应是地壳部分熔融导致[44]。

满克头鄂博组岩石LREE/HREE为11.48～14.14,(La/Yb)N为11.57～16.53, LREE相对富集, 重稀土平缓(图7), δEu为0.27～0.50；(La/Sm)N值(3.24～5.18)较高, 轻稀土分馏明显；(Gd/Yb)N值(1.36～2.17)较低, 重稀土分馏不显著, 稀土元素特征表明岩浆经历一定程度上的分异演化, 且岩浆源区残留斜长石和角闪石。(La/Yb)N值大于下地壳, 接近上地壳的值(15.4)[45]。微量元素上，富集Rb、Th、U等大离子亲石元素, 亏损Nb、Ta元素(图8), 具有壳源岩浆的特点[46-48]；Sr元素在斜长石中容易类质同象替换Ca元素, Ba在钾长石中容易类质同象替换K元素。莫宣学等[49]认为岩石中亏损Eu、Sr、Ba可能是陆内在大规模岩浆活动过程中, 斜长石作为难容残余而留下来的导致。Rb/Sr作为判别岩浆源区的重要指标, 本次样品Rb/Sr=1.05～2.93, 明显不同于原始地幔(0.003)[50], 而具有壳源的特点(>0.5)。综上, 认为大兴安岭北段主脊上满克头鄂博组火山岩原始岩浆来源于地壳岩石的部分熔融。

4.3 构造背景

大兴安岭中生代火山岩形成构造背景一直存在争论, 主要观点有: ① 板内造山成因[34], 该理论是通过对比北美盆岭构造与大兴安岭及两侧的沉积盆地, 认为二者具有相似之处是由于中地壳大规模的侧向流动造成一系列的滑脱、拆离, 并形成两侧伸展成盆地, 伸展导致地幔上涌形成大规模岩浆岩活动; ② 地幔柱成因[5-7], 强调地幔主动上涌, 诱发的大规模岩浆活动；③ 太平洋板块俯冲作用[8-10], 吴福元等[8]在总结中国燕山运动时, 认为中国东部燕山期存在广泛的岩石圈减薄, 大兴安岭中生代火山岩形成于此背景, 其动力来源与太平洋板块俯冲有关。

大兴安岭中生代火山岩呈现北北东向展布, 与已被公认具有地幔成因大火成岩省的展布特点与岩石组合类型有一定的不同, 大兴安岭中生代火山岩成因难用地幔柱成因来解释[51-52]。中国吉黑东部是太平洋板块向欧亚板块俯冲重要研究区, 吉黑东部的佳木斯-兴凯地块受到太平洋板块俯冲形成的火山岩, 以早白垩世的松木河组、绥芬河组和延吉地区的明月沟组安山岩为代表[53-55], 在中国吉黑东部并不存在与大兴安岭相匹配大规模的中生代火山岩, 且吉黑东部中生代火山岩形成时代明显晚于松嫩平原西侧的大兴安岭地区火山岩[9], 同时更加远离太平洋板块的蒙古国境内也有大量的中生代岩浆岩出露[56]。因此, 大兴安岭在晚侏罗世阶段喷发形成的大规模火山岩活动与同时期的太平洋板块向西俯冲无关[57-58]。

近年随着国内外有关专家对东北地块群与西伯利亚板块之间蒙古-鄂霍茨克洋研究的深入, 已经确定该大洋板块闭合阶段向南侧的东北地块群发生俯冲作用。古地磁资料显示, 该大洋在石炭纪开始自西向东“剪刀式”闭合, 并在中-晚侏罗世时期闭合完成[59-61]。有关专家在研究大兴安岭地区的构造、地球化学、矿床时，对蒙古-鄂霍茨克洋的闭合时间及其演化过程也进行了探讨，并取得了一定成果：赵海滨等[62]、张履桥等[63]通过构造解析, 认为大兴安岭发育有变质核杂岩；孙晓猛等[64]在海拉尔盆地的侏罗-白垩纪沉积地层中识别出一套同沉积断层，变质核杂岩与同沉积断层说明, 晚侏罗世大兴安岭地区处在一个伸展构造背景；Zorin[59]对蒙古-鄂霍茨克洋造山带的构造、岩浆、矿床解析认为, 蒙古-鄂霍茨克洋在侏罗纪中、早期开始闭合, 持续到侏罗纪晚期；黄始琪等[65]在研究蒙古-鄂霍茨克构造带中的韧性剪切带及侵入其中未变形变质伟晶岩脉的年龄, 限定了大洋闭合时间在163～174 Ma；Wang等[11]对大兴安岭中南部火山岩研究后认为, 160 Ma后蒙古-鄂霍茨克洋闭合后快速进入伸展环境; 张连昌等[26]对大兴安岭北部火山岩进行年代学及地球化学研究, 认为大兴安岭中生代处于蒙古-鄂霍茨克洋伸展的构造环境; 陈志广等[12]在满洲里地区获得中生代火山岩锆石年龄为150～160 Ma, 形成于蒙古-鄂霍茨克洋闭合后伸展环境; 大兴安岭地区的中生代碱性花岗岩、碱性流纹岩均代表着一种伸展环境[66]；张连昌等[67]研究西拉木伦河成矿带时, 得出晚侏罗纪大兴安岭处于伸展构造的成矿环境; 大兴安岭北段发现探明我国储量最大的斑岩型钼矿床——岔路口钼矿, 辉钼矿铼-锇年龄为148±1 Ma[68], 形成于蒙古-鄂霍茨克洋闭合后伸展环境; 邓昌州[69]对新发现的小柯勒河和富克山大型斑岩矿床研究后认为，蒙古-鄂霍茨克洋闭合后在晚侏罗纪存在板块回撤。总体来看，大兴安岭北段所处鄂霍茨克洋以双向俯冲的方式在中-晚侏罗世“剪刀式”闭合, 然后进入后造山伸展阶段[11, 27, 59, 65]。研究区靠近蒙古-鄂霍茨克洋俯冲带, 区内满克头鄂博组的形成时间为159～150 Ma, 处在蒙古-鄂霍茨克洋闭合后伸展的阶段。

大兴安岭中生代火山岩具有大面积、大体量、多旋回喷发的特点, 应为某种因素诱发的伸展背景下而形成的火山岩。在前文叙述的大兴安岭中生代火山岩形成背景有关争论中, 可看出有关研究者由于理论依据和地球动力学观点不同, 导致所持认识不同, 但是均在一定程度上强调了地壳的减薄与伸展作用, 以及不同机制背景下地壳熔融形成的各类火山岩[3, 6, 89, 11-12, 26, 70]。

本次所采满克头鄂博组样品，在δEu-(Na2O+K2O)图中(图9a)，落入壳源区域；Zr/Al2O3-TiO2/Al2O3图解(图9b)表明，其主要形成于大陆弧环境；在lgτ-lgδ关系图中，落于消减带火山岩区内(岛弧及活动大陆边缘)(图9c)。因此，大研究区内满克头鄂博组形成于大陆弧和后碰撞环境。满克头鄂博组火山岩主量元素表现出壳源特点, 源区残留磷灰石, 轻稀土富集重稀土亏损, Rb/Sr和(La/Yb)N值为壳源特点[45], 亏损Eu元素；微量元素中弱富集Zr、Hf元素, 亏损Ba、Sr元素。以上元素特征说明，岩浆来源地壳岩石的部分熔融, 而且岩石中具有低Sr和Yb元素, 暗示岩浆岩源区形成深度较大[71]。

图9 δEu-w(Na2O+K2O)(a)、TiO2/Al2O3-Zr/Al2O3(b)及lg τ-lg δ(c)关系图

综上, 研究区内满克头鄂博组是形成于蒙古-鄂霍茨克洋闭合导致的地壳变形、隆升、加厚并使得地壳升温, 之后又由碰撞阶段快速向伸展转变，从而导致大规模的地壳熔融, 引起岩石圈地幔上涌进一步加热地壳, 加速地壳熔融, 进而形成的一套酸性火山岩[11-12, 72]。但不应忽视的是, 大兴安岭中生代火山岩部分地区发现具有幔源物质混入的特点[12，56], 这可能是由于岩石圈伸展导致的地幔物质上涌, 亦可能源于蒙古-鄂霍茨克洋俯冲而导致的洋(陆)壳析出流体交代残留地幔楔或亏损地幔在陆壳伸展作用下减压形成部分熔融作用[12-13], 这种地幔物质的参与也许为矿床的形成提供一定的物源基础, 其中满洲里矿集区晚侏罗世火山岩中含有地幔物质[12], 同时期矿床甲乌拉-查干布拉根矿区Pb同位素表示, 成矿元素有地幔物质的混入特点[73]。

综上所述, 大兴安岭北段呼源地区出露的满克头鄂博组火山岩，其形成可能与蒙古-鄂霍茨克洋闭合后的岩石圈伸展塌陷构造环境有关。