大兴安岭北部新林地区早侏罗世火山岩的发现及其地质意义

2022-03-07王文东王久懿赵喜东

地质与资源 2022年1期

刘涛，吉峰，王文东，王久懿，赵喜东

1.中国地质调查局哈尔滨自然资源综合调查中心，黑龙江哈尔滨 150086；2.大庆油田第三采油厂地质研究所，黑龙江大庆 163000

0 引言

大兴安岭中生代火山岩呈北北东向叠加于近东西向的古亚洲洋构造域陆相火山岩之上.大兴安岭中生代火山岩带火山地层的划分始于20世纪70年代，由于工作单位较多、工作年代不同，加之研究方法各异及工作地域所限，建立了较多的地层单位.以往工作对这套火山岩的研究程度较低，但多数研究者认为其喷发活动始于塔木兰沟组（J2-3t），结束于早白垩世甘河组（K1g，黑龙江）、梅勒图组（K1m，内蒙古）.近些年对大兴安岭北部开展的1∶5万矿产资源调查，特别是锆石U-Pb微区测年方法的应用，对这套中生代陆相火山岩的形成时代、岩石地球化学及成因等方面有了全新的认识.有关这套中生代火山岩形成的构造背景主要有古太平洋板块俯冲，蒙古-鄂霍次克洋演化和地幔柱成因3种观点.

2013—2015年在大兴安岭新林地区战备村一带开展的中国地质调查局1∶50 000区域地质矿产调查①武警黄金第三支队.1∶50 000战备村幅、二中队幅区域地质矿产调查报告.2015.工作中，对出露于该区曼拉开河上游南岸的酸性火山岩采集了两件锆石U-Pb微区测年样品.第一件样品（PM004TC96）地理坐标为124°02′50″E，51°52′44″N；第二件样品（PM004TC60）地理坐标为124°01′47″E，51°51′44″N.测年结果表明该区出露有一套早侏罗世酸性火山岩.

1 区域地质概况

研究区古生界出露区属于东亚造山带东段，中生界出露于东亚大陆边缘大兴安岭中生代火山岩带的北段.研究区域位于额尔古纳地块与兴安陆缘增生带（造山带）结合带的额尔古纳地块一侧，中生代大兴安岭火山岩带北东东向上叠于额尔古纳地块-兴安陆缘增生带（造山带）之上.

1.1 额尔古纳地块

额尔古纳地块主要由新元古代兴华渡口岩群（Pt3Xh）和新元古代侵入岩构成［1］.此外，额尔古纳地块上还大规模发育有510～450 Ma花岗岩类［2］.兴华渡口岩群主要岩石类型有斜长角闪岩、变粒岩、浅粒岩、片岩、大理岩，经历了低角闪岩相变质作用，普遍发育混合岩化［2-3］.岩石组合上，下部为钙碱性的基性—中酸性火山岩建造，上部为陆屑-碳酸盐岩复理石沉积建造，反映了活动大陆边缘的构造环境［4-5］.新元古代侵入岩组合为辉长岩（Pt3υ）、石英二长闪长岩（Pt3ηδ）、花岗闪长岩（Pt3γδ）、花岗岩（Pt3γ）.额尔古纳地块与兴安陆缘增生带（造山带）以新林-喜桂图旗深断裂相隔［6］.

1.2 兴安陆缘增生带（造山带）

兴安陆缘增生带（造山带）曾被部分学者称为兴安地块，近些年随着研究程度的深入［7-14］，将传统认为的变质基底确认为中生代大兴安岭隆升相伴产出的变质核杂岩.兴安陆缘增生带（造山带）是额尔古纳地块向南增生的产物.

早—中奥陶纪，于多宝山一带形成岛弧，铜山组、多宝山组为典型的岛弧产物，研究区东部的兴隆地区相当于弧后盆地.中奥陶纪之后，古亚洲洋演化进入了残余（洋）盆地阶段，各个残余盆地的规模、大小不一，演化特征也不尽相同，盆地的消亡、陆-陆碰撞的时限不尽相同.早石炭世末，研究区内古亚洲洋全域封闭，完成了其演化历史.

1.3 大兴安岭中生代火山岩带

大兴安岭中生代火山岩带是大陆构造的产物.对大兴安岭中生代火山岩地层的系统对比始于20世纪80年代各省（区）编制的地质志，之后经历各省（区）的岩石地层清理.2013年武警黄金三支队开展大兴安岭富西里地区地质矿产调查工作时②武警黄金第三支队.1∶50 000十里长岭幅、富西里幅、陡岸山幅、瓦拉里幅地质矿产调查报告.2013.，提出新的对比方案［9］（表1）.

表1 大兴安岭中生代火山岩地层对比新方案Table 1 Correlation of the Mesozoic volcanic strata in Daxinganling Mountains

研究区位于北北东向大兴安岭中生代火山岩带的东北端，大乌苏地区被大兴安岭中生代火山岩覆盖全区（图1）.区内自西南向东北主要出露有塔木兰沟组中基性火山岩、满克头鄂博组（J3m）酸性火山岩、玛尼图组（J3mn）中性火山岩和零星分布的白音高老组（K1b）中酸性火山岩，在图幅西南部的塔木兰沟组下部出露一套酸性火山岩（现命名为战备村组）.

图1 大兴安岭新林地区地质图Fig.1 Geological map of Xinlin area in Daxinganling Mountains

近年来，单颗粒锆石原位微区U-Pb定年方法的应用，为大兴安岭造山带中生代火山岩的研究、对比创造了新的契机.

2 早侏罗世火山岩特征

2.1 岩石学特征

早侏罗世战备村组（J1z）主要由酸性火山岩组成，样品采自新林区曼拉开河上游南岸PM004剖面（图2）.岩石类型为一套浅灰、灰白色流纹质火山碎屑岩及部分流纹岩、碎屑熔岩夹少量沉凝灰岩（图3），岩石多见石英晶屑和石英斑晶，不同程度发育绢云母化和碳酸盐化，成层性较好.火山碎屑岩主要为含角砾熔结凝灰岩，角砾成分主要为花岗岩、流纹岩.

图2 新林区曼拉开河上游南岸侏罗系战备村组剖面图（PM004）Fig.2 Profile of Jurassic Zhanbeicun Formation on the south bank of Manlakai River in Xinlin area

图3 早侏罗世火山岩露头及标本Fig.3 Outcrop and specimen of the Early Jurassic volcanic rocks

第一件锆石U－Pb微区测年样品（PM004TC60）岩性为绢英岩化流纹岩，斑状结构，基质为霏细—显微晶质结构，局部具粒状变晶结构（后期蚀变特征），致密块状构造.矿物成分，斑晶为石英、少量钾长石等.其中，石英呈他形粒状，边缘熔蚀呈浑圆状、港湾状，无色透明，颗粒大小为0.3～1.6 mm，含量为3%；钾长石为正长石，自形—半自形板状、板粒状，边缘具熔蚀现象，颗粒晶面泥化、弱绢云母化而较为混浊，多数不显双晶，少数可见卡氏双晶较模糊显示，颗粒大小为0.2～1.8 mm，含量为2%.基质由霏细状—显微晶质的长石、石英，镶嵌粒状石英集合体和少量金属矿物磁铁矿等组成.其中镶嵌粒状石英集合体呈不规则状杂乱分布，系弱硅化的产物，含量约为95%.手标本发育少量孔洞，呈不规则状，孔壁生长石英晶簇，构成晶洞、晶簇构造.

第二件锆石U-Pb微区测年样品（PM004TC96）岩性为弱硅化流纹岩，斑状结构，基质为霏细—显微结构，由于遭受后期绢云母化蚀变，局部表现为晶质鳞片粒状变晶结构，致密块状构造.矿物成分，斑晶为钾长石、斜长石，少量石英等.其中，钾长石为正长石，呈半自形—他形板粒状，颗粒晶面泥化而较为混浊，颗粒大小为0.2～1.0 mm，含量为2%；斜长石为更-中长石，自形—半自形板状、板粒状，颗粒晶面泥化而较为混浊，细而密的聚片双晶较模糊显示，颗粒大小为0.2～1.0 mm，含量为1%；石英多熔蚀成次圆状、不规则状，无色透明，颗粒大小为0.2～0.3 mm，少量.基质由次圆状、不规则状石英或石英集合体、鳞片状绢云母、部分隐晶质及少量磁铁矿等组成，以混晶集合体的形式分布，含量为97%.

2.2 锆石LA-ICP-MS年代学

2.2.1 分析方法

测试样品在河北省区域地质调查研究所进行粉碎、分选，挑选出晶形和透明度较好、无明显裂痕和包裹体的锆石颗粒，进行透射光和后射光图象的采集；在国土资源部华北矿产资源监督检测中心进行锆石阴极发光（CL）图像的采集.锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析在国土资源部华北矿产资源监督检测中心进行，使用标准锆石91500进行分馏校正，标准锆石TEMORA1作为未知样品测定，获得的年龄为415±4 Ma.激光束束斑为30μm.实验获得的数据采用Andersen［15］的方法进行同位素比值校正，以扣除普通Pb的影响，然后用ISOPLOT宏程序进行年龄谐和图的生成和处理，所给定的同位素比值和年龄的误差（标准误差）在1σ水平.

2.2.2 锆石特征

绢英岩化流纹岩（PM004TC60）中锆石在阴极发光图像（图4a）上多呈短柱状，少数呈长柱状，长50～100μm，长宽比为2∶1～1∶1.多数锆石发育震荡环带，显示出岩浆锆石的特点.该样品共测试31个测点，主要选择在震荡环带区域，测试结果如表2（扫描首页OSID二维码可见）.31个锆石的Th/U比值20号测点为0.063，其他在0.315～0.854之间，表明为岩浆锆石.31个锆石的206Pb/238U、207Pb/235U、207Pb/206Pb三组年龄值差别很大，表现为206Pb/238U＜207Pb/235U＜207Pb/206Pb，表明锆石U-Pb体系自形成以来未能保持封闭状态，可能遭受后期热液改造，导致放射性Pb大量丢失，为典型的不谐和年龄.谐和图上测点偏离谐和线右侧，与谐和线相交年龄为192.0±1 Ma，MSWD=1.2（图5a），为流纹岩喷出后的冷却结晶年龄.

图4 战备村组流纹岩锆石阴极发光图像及年龄Fig.4 CL images and ages of zircons from the rhyolites of Zhanbeicun Formation

弱硅化流纹岩（PM004TC96）中锆石在阴极发光图像（图4b）上多呈短柱状，少数呈长柱状，长50～100μm，长宽比为2∶1～1∶1.锆石发育震荡环带，显示出典型岩浆锆石的特点.该样品共测试32个测点，主要选择在震荡环带区域，测试结果如表3（扫描首页OSID二维码可见）.32个锆石的测试结果Th/U比值介于0.3023～1.4158之间，均大于0.3，表明这些锆石为岩浆锆石.32个锆石的206Pb/238U、207Pb/235U、207Pb/206Pb三组年龄值中，206Pb/238U与207Pb/235U值基本一致，而207Pb/206Pb则较前二组年龄略偏差±（10～15）Ma，表明锆石遭受了后期热液改造.其协和年龄为178.0±1 Ma（图5b），系微量放射性Pb丢失的结果.其结晶冷却年龄应与绢英岩化流纹岩时代相近.测点12、15、21的206Pb/238U年龄分别为363.0±4、231±2、259.0±3 Ma，可能为捕获的老锆石.

图5 战备村组流纹岩锆石LA－ICP－MSU－Pb谐和年龄图Fig.5 The zircon LA-ICP-MSU-Pb concordia diagram of rhyolites from Zhanbeicun Formation

2.3 岩石化学特征

2.3.1 主量元素

主量元素分析结果见表4.测试样品的主量元素含量与中国流纹岩平均值相比，SiO2、MgO、CaO、Na2O含量偏高，TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO含量偏低，K2O和P2O5则接近.

表4 战备村组流纹岩主量元素特征表Table 4 Contents of major elements in rhyolites from Zhanbeicun Formation

火山岩的SiO2含量为77.49%～77.73%（高硅）；Al2O3为12.08%～12.77%，较正常流纹岩的含量低；全碱含量（Na2O+K2O）为6.89%～8.43%，富钾（K2O 4.88%～6.03%），低钠（Na2O 1.92%～2.12%），K2O/Na2O为2.54～2.84；A/CNK为1.223～1.460，A/NK为1.245～1.513；MgO含量为0.10%～0.38%，而Mg＃值为0.43～0.73.

在TAS图（图6a）上投于流纹岩区，位于Irvine分界线以下（亚碱性区），在A/NK-A/CNK图（图6b）上投于过铝质区，在K2O-SiO2图（图6c）上投于钾玄岩系列及高钾钙碱性岩系列，在K2O-Na2O图（图6d）上投于高钾质区.

图6 战备村组流纹岩分类判别图解Fig.6 The discrimination diagrams of rhyolites from Zhanbeicun Formation

值得注意是，火山岩MgO含量（0.10%～0.38%）和Mg＃值（0.43～0.73）可能暗示着该岩石具有原生基性岩浆的属性（玄武质原生岩浆Mg＃=0.65～0.75），后经后期岩浆分异作用演化为酸性岩浆.

CIWP标准矿物计算结果为：石英42.27%～47.69%，为石英过饱和岩石，可能系蚀变结果；钙长石0.27%～0.76%，钠长石16.49%～18.13%，正长石29.26%～36.02%；刚玉2.38%～4.12%；紫苏辉石0.25%～0.96%；金红石0.02%～0.03%；钛铁矿0.15%～0.20%，赤铁矿0.47%～0.48%；磷灰石0.03%～0.04%.刚玉的出现表示岩石为铝过饱和系列，而紫苏辉石的出现则暗示其系基性岩浆演化为酸性岩浆的产物，副矿物金红石及磷灰石的出现可能反映源区特征.

另外，固结指数（SI）为1.14～4.93，液相线温度为684～694℃，碱度率（AR）为3.21～4.71，组合指数（σ43）为1.33～1.92，分异指数（DI）为93.44～96.42.

2.3.2 稀土、微量元素

稀土、微量元素分析结果见表5.一般来说微量元素多为非活动性元素，这类元素不易迁移，即使在风化、蚀变的条件下尚能完整地保留在原来的岩石中，所以较能反映原来岩石的微量元素特征.样品稀土总量较低，ΣREE为81.84×10-6～110.32×10-6，与玄武岩的平均值（99×10-6）相近，暗示着岩石系基性岩浆经分异演化成酸性岩浆；轻重稀土分馏明显，（La/Yb）N为36.87～40.19之间，表明岩浆经历过分异-演化作用；轻稀土分馏系数（La/Sm）N为9.92～11.76，重稀土分馏系数（Gd/Yb）N为2.34～2.45；中等铕负异常，δEu值为0.54～0.57之间，表明源区有斜长石残留或参与分异结晶作用；δCe值为0.87～0.88.

表5 战备村组火山岩稀土、微量元素特征表Table 5 Contents of REEs and trace elements in rhyolites from Zhanbeicun Formation

稀土元素配分模式图（图7a）表现为轻稀土元素富集的右倾特征，轻重稀土分异程度较高，重稀土分布相对较为平坦，暗示着岩浆经历了一定的演化过程.微量元素蛛网图（图7b）表现为低Sr、Ba、P、Ti（谷）和相对高K、Rb、Th（峰）的特征.

图7 战备村组流纹岩球粒陨石标准化稀土元素分布模式和球粒陨石标准化微量元素蛛网图（据文献［21-22］）Fig.7 Chondrite-normalized REEpatterns and primitive mantle-normalized trace element spidergramof rhyolitesfrom Zhanbeicun Formation（From References［21-22］）

3 火山岩岩浆源区及形成环境讨论

大兴安岭中生代流纹岩类划分为高Ti流纹岩和低Ti流纹岩.高Ti流纹岩类与亚碱性系列玄武岩类紧密伴生，两者在地球化学上构成连续变异系列；而低Ti流纹岩类则与碱性系列玄武岩类构成地球化学双峰态.这两类流纹岩的岩相学和地球化学特征为：起源于地幔柱亏损成分的亚碱性系列玄武岩浆经过单斜辉石、斜长石、磷灰石、锆石的分离结晶，形成亚碱性系列低钾玄武岩→高钾玄武岩→高Ti流纹岩演化系列；起源于地幔柱富集成分的碱性系列玄武岩浆侵入下地壳，使下地壳岩石发生部分熔融，形成碱性系列玄武岩-低Ti流纹岩双峰态组合［23］.

根据岩石学和微量元素地球化学特征，可将大兴安岭地区晚侏罗世—早白垩世流纹岩类划分为Ⅰ型流纹岩和Ⅱ型流纹岩.稀土和微量元素特征为：Ⅰ型流纹岩呈右倾的稀土分布曲线，不相容元素以强烈富集Rb、Ba、Th、K和亏损Sr、Ti、P、Nb为特征，其形成与钙碱性系列玄武岩浆的结晶分异作用有关；Ⅱ型流纹岩具有与大陆裂谷流纹岩一致的稀土和不相容元素分布模式，以Ba、Sr的强烈亏损与Ⅰ型流纹岩相区别，与碱性系列玄武岩类构成双峰式火山岩组合，其成因与地壳岩石的非理想熔融作用相联系.两类流纹岩的形成与地幔柱上涌导致上覆岩石圈伸展作用有关.高Ti流纹岩和低Ti流纹岩分别相当于Ⅰ型流纹岩和Ⅱ型流纹岩［24］，也就是说，大兴安岭地区流纹岩的成因为两种，即钙碱性系列玄武岩浆的结晶分异作用和大陆裂谷成因（双峰式）流纹岩.

本次研究的新林地区早侏罗世流纹岩的微量元素特征与高Ti和低Ti两类流纹岩及大陆流纹岩对比见表6.对比结果显示，研究区早侏罗世流纹岩，大多数特征与高Ti流纹岩相近，可能为钙碱性系列玄武岩浆结晶分异作用的产物.

表6 流纹岩微量元素特征对比表Table 6 Comparison of trace element characteristics between rhyolites of different regions

结合前述，MgO含量（0.10%～0.38%）、Mg＃值（0.43～0.73），以及CIWP标准矿物中出现紫苏辉石（0.25%～0.96%），也佐证新林地区早侏罗世流纹岩系基性岩浆的分异演化而来.

该区原划为中—晚侏罗世塔木兰沟组的中基性火山岩进行的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究，其中2件粗安岩年龄分别为185.8±8.1、196.8±2.1 Ma，玄武安山岩年龄为196.3±2.7 Ma，表明在在盘古林场一带也发育一套早侏罗世碱性、中基性火山岩［25］.其岩石地球化学特征与新林地区出露的流纹岩非常类似，即显示富集Ba、K、La、Ce、Sr、Zr等大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损Th、Nb、P、Zr、Ti等高场强元素和重稀土元素特征，佐证了新林地区出露的流纹岩为双峰式火山岩的酸性端元.