大兴安岭潮满林场地区新元古代花岗质片麻岩——锆石U-Pb 测年、地球化学特征及构造环境探讨

于喜洹，李新鹏，陈旭峰，孙江军，尹国良，丁继双，都士卓

1. 黑龙江省自然资源调查院，黑龙江 哈尔滨 150036；2. 黑龙江省地球物理地球化学勘查院，黑龙江 哈尔滨 150036

0 引言

位于大兴安岭北部的额尔古纳地块是兴蒙造山带中重要的微陆块之一. 兴华渡口岩群作为额尔古纳地块的基底，其形成时代、原岩类型以及大地构造背景一直是地质学家关注的热点［1-21］. 前人依据其变质程度并结合在该岩群中获得的Sm－Nd 等时线年龄，将兴华渡口岩群的时代划为古—中元古代［1-2］. 近年来对大兴安岭地区兴华渡口岩群的锆石U－Th－Pb 同位素的研究显示，兴华渡口岩群形成于寒武纪或新元古代，而不是先前认为的古元古代［3］. 孙立新等［4］认为需要对不同地区的兴华渡口岩群进行系统的调查研究，查明其岩石组成，将不同时代、不同变质程度的表壳岩和变质深成岩解体并分别测年. 以往潮满林场地区兴华渡口岩群中的花岗质片麻岩通常被认为是兴华渡口岩群下部地层兴华组的岩石组成，本研究依据近年来的区调成果❶黑龙江省地质调查研究总院. 黑龙江1∶25 万漠河县、漠河、兴安幅区域地质调查报告. 2014.❷黑龙江省地球物理地球化学勘查院. 黑龙江省1∶5 万拜托西河、阿库塞河、四十公里、面包山、下嘎来奥伊河幅区域地质矿产调查报告. 2019.，将花岗质片麻岩侵入体从兴华渡口岩群中解体出来，对其形成时代及构造环境进行研究探讨，为大兴安岭北部地区前寒武系的构造演化提供年代学证据.

1 区域地质概况

大兴安岭自西北向东南依次为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块3 个微陆块，并由它们之间的构造带拼合而成. 主要的构造带二连－贺根山缝合带和塔源－喜桂图缝合带，为3 个微陆块之间的分界线［22-24］. 研究区位于兴蒙造山系额尔古纳地块北缘（图1a），区内主要有新元代、早侏罗世和晚侏罗世岩浆活动；出露地层有中—新元古界兴华渡口岩群兴华岩组和上侏罗统塔木兰沟组、满克头鄂博组（图1b）.

图1 东北地区大地构造简图和研究区地质略图Fig. 1 Tectonic sketch of Northeast China and geological map of the study area1—满克头鄂博组（Manketouebo fm.）；2—塔木兰沟组（Tamulangou fm.）；3—兴华渡口岩群（Xinghuadukou rock group）；4—晚侏罗世二长花岗岩（Late Jurassic monzogranite）；5—早侏罗世二长花岗岩（Early Jurassic monzogranite）；6—早侏罗世花岗闪长岩（Early Jurassic granodiorite）；7—新元古代花岗质片麻岩（Neoproterozoic granitic gneiss）；8—采样位置及同位素年龄（sampling location and isotopic age）；F1—嘉荫－牡丹江断裂（Jiayin-Mudanjiang fault）；F2—敦化－密山断裂（Dunhua-Mishan fault）；F3—依兰－伊通断裂（Yilan-Yitong fault）；F4—索伦－西拉木伦断裂（Solonker-Xar Moron fault）；F5—二连－贺根山断裂（Erlian-Hegenshan fault）；F6—塔源－喜桂图断裂（Tayuan-Xiguitu fault）

新元古代花岗质片麻岩主要分布在潮满林场地区，被后期花岗岩吞侵，呈不规则形状的捕虏体或残留体出露，以岩株、岩瘤状产出. 主要岩性为片麻状二长花岗岩和花岗质片麻岩，与兴华渡口岩群密切相伴，构成研究区结晶基底，是额尔古纳地块重要组成部分.

2 岩石学特征

片麻状细中粒黑云母二长花岗岩（图2a）为细中粒花岗结构、片麻状构造. 斜长石呈半自形柱状、他形粒状，聚片双晶发育，部分定向分布，粒度0.1～1 mm，含量约35%；微斜长石为无色，他形粒状，纹状条纹、格子双晶发育，长轴多定向分布，粒度小于5 mm，含量约30%；石英为无色，拉长他形粒状，定向分布，粒度小于6 mm，含量约25%；黑云母呈片状，定向分布，片径小于0.5 mm，含量约5%；角闪石为柱状、粒状，粒度0.2～1.5 mm，含量3%.

花岗质片麻岩（图2b）为鳞片粒状变晶结构，片麻状构造. 斜长石呈他形粒状，聚片双晶发育，粒径0.1～1.5 mm，含量约31%；微斜条纹长石，纹状条纹、格子双晶发育，粒径0.1～3 mm，含量约15%；石英为拉长粒状，变形带普遍发育，粒径0.05～3.5 mm，含量约30%；黑云母为片状、挠曲片状，片径0.05～0.7 mm，含量约17%；角闪石为粒状，粒径0.1～1.2 mm，含量5%.

图2 新元古代花岗质片麻岩显微照片Fig. 2 Microphotographs of Neoproterozoic granitic gneissa—片麻状细中粒黑云母二长花岗岩（gneissic fine-medium biotite monzogranite）；b—花岗质片麻岩（granitic gneiss）；1—石英（quartz）；2—斜长石（plagioclase）；3—钾长石（K-feldspar）；4—黑云母（biotite）

3 测年结果

测年样品（D5265）采自研究区内潮满林场西7 km 处片麻状中细粒黑云母二长花岗岩侵入体内，取样位置：122°25′40″E，52°29′38″N. 对样品20 个锆石颗粒进行了LA－MC－ICPMS U－Pb 定年（校正后有效数据20 个），锆石分析结果见表1. 锆石具有较明显的振荡环带（图3），样品中的Th、U 含量较高，Th/U 值主要集中在0.54～0.81 之间，为典型的岩浆成因锆石，所测年龄为本期侵入岩结晶年龄. 20 个点的206Pb/238U 表面年龄加权平均为795.2±4.3 Ma，谐 和曲线平均为795.4±6.0 Ma（图4），二者年龄一致，时代为新元古代. 李中会等❶黑龙江省地质调查研究总院. 黑龙江1∶25 万漠河县、漠河、兴安幅区域地质调查报告. 2014.在富克山花岗片麻岩中获取岩浆锆石U－Pb加权平均年龄为802±2 Ma，与本次定年结果吻合较好.

图3 片麻状黑云母二长花岗岩锆石阴极发光图像Fig. 3 CL images of zircons from gneissic biotite monzogranite

图4 片麻状黑云母二长花岗岩锆石LA－ICP－MS 同位素年龄谐和曲线图Fig. 4 LA-ICP-MS isotopic age concordia curve of zircon in gneissic biotite monzogranite

表1 片麻状中细粒黑云母二长花岗岩（D5265）锆石同位素测年数据表Table 1 Zircon isotopic dating data of gneissic fine-medium biotite monzogranite sample（D5265）

4 岩石地球化学特征

4.1 主量元素

根据主量元素分析结果（表2，扫描首页OSID 二维码可见），岩体SiO2含量一般在69.26%～79.2%，平均为72.68%，属酸性深成岩类；Al2O3含量在9.91%～16.15%，平均为14.10%；Na2O＋K2O 含量一般在3.31%～9.39%，平均为7.52%. 表现高硅、高碱特征. 岩石具有相对富钙富钠特点，Na2O/K2O 值在0.38～1.51 间，平均为0.88，总体小于1，说明岩石相对富钾. 岩石固结指数（SI）偏低为1.26～10.94. 分异指数（DI）偏高，为77.73～93.25，说明岩石的酸性程度及结晶分异程度均较高. 里特曼指数（σ）为0.3～3.13，属钙碱性岩石. 在（Na2O＋K2O）－SiO2二氧化硅图解中（图5a），岩石投影点落入亚碱性区内. 铝饱和指数（A/CNK）在1.05～2.08范围内，岩石投点均在过铝质区，为过铝质高钾钙碱性系列的I 型花岗岩（图5b）.

图5 花岗岩分类判别图解Fig. 5 Classification discrimination diagram of granites

4.2 稀土和微量元素

根据分析结果（表2，扫描首页OSID 二维码可见），稀土元素总量（ΣREE）为93.76×10－6～188.70×10－6，平均值145.84×10－6；反映轻重稀土元素分馏程度的LR/HR 比值为6.70～37.26，平均值16.55；（La/Yb）N值介于5.62～58.06 之间，平均值17.87；（Ce/Yb）N值介于3.96～55.97 之间，平均值18.12. 岩石轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，轻重稀土分馏明显. 经球粒陨石标准化后的稀土元素配分模式为左高右低轻缓右倾的曲线（图6）. 高场强元素Zr、Hf、Nb 在蚀变和变质作用过程中具有良好的稳定性，是岩石成因和源区性质的良好示踪迹［25］. 在微量元素原始地幔标准化蛛网图中（图7），岩石微量元素配分曲线基本一致，大离子亲石元素K、Rb、Ba 富集，高场强元素Nb、Ta、Sr、P、Ti 相对亏损. Nb 的亏损说明斜长石作为熔融残留相或结晶分离相存在，即在熔融过程中斜长石没有耗尽；Ti的亏损可能同钛铁矿的分离结晶作用有关［25］.

图6 稀土元素配分曲线图（标准化数据据Boynton, 1984）Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns（Standardized data from Boynton，1984）

图7 微量元素蛛网图（标准化数据据McDonough，1992）Fig. 7 Primitive mantle-normalized trace element spidergram（Standardized data from McDonough，1992）

5 构造环境探讨

5.1 岩浆成因分析

研究区新元古代花岗质片麻岩Th/U 比值主要集中在0.54～0.81 之间，表明岩石为岩浆成因.表示Eu 亏损程度的参数Eu/Sm 值为0.09～0.50，平均值为0.27；δEu 值在0.34～1.46 范围内，平均值0.87，整体上表现为弱的负铕异常，表明源区岩浆在分离结晶过程中仅有少量的斜长石发生了分离结晶，为上地壳部分熔融形成的岩石；Rb/Sr 值范围为0.3～3.31，平均值为1.46（＞0.5），位于壳源岩浆范围内；δCe变化范围为0.84～1.91，平均1.31，反映铈为正常型，与岛弧－活动大陆边缘岩石地球化学特征相似［10］.

Nb/Ta 比值在15.8～26.75 之间，远大于地壳的Nb/Ta 平均值（8.3），具有一定的幔源物质特征，表明成岩过程中有少部分幔源物质参与，具有岩浆弧特征. 此外，Sr 负异常亦说明岩石经历了斜长石分离结晶作用或源区残留有斜长石，与稀土元素反映的特征一致［25］.

综上所述，研究区新元古代花岗片麻岩为部分幔源岩浆底侵使中下地壳岩石发生部分熔融，且遭受幔源组分混染形成混合岩浆，经结晶分异作用后的产物.

5.2 构造环境分析

新元古代早期，区域上属于Rodinia 超大陆裂解阶段，额尔古纳地块北缘发生洋壳俯冲、消减和碰撞作用［5，18］，已获得花岗质侵入体年龄多在805～793 Ma 之间，该期花岗岩在中国境内主要为额尔古纳北段莫尔道嘎－太平川－八间房一带的混合岩化巨斑状正长花岗岩［5］.

在研究区花岗片麻岩SiO2－K2O 含量与岩浆来源深度关系图中（图8），投影点多落入150～250 km 区域内，反映出岩浆来源较深的与俯冲有关的弧岩浆特征.在Pearce 等［26］定义的花岗岩类型构造环境Rb－（Yb＋Nb）、Rb－（Yb＋Ta）判别图解（图9）中，样品投影点落入火山弧花岗岩区并靠近同碰撞花岗岩区，仅有1 个样品落入同碰撞花岗岩区（靠近火山弧花岗岩区）. 上述特征显示研究区花岗片麻岩形成于与俯冲有关的岩浆弧环境，是新元古代早期俯冲构造热事件的产物.

图8 SiO2－K2O 与岩浆来源深度关系图解Fig. 8 Relationship between SiO2-K2O contents and magma source depth

图9 花岗岩构造环境判别图解Fig. 9 Tectonic discrimination diagram of granitesCOLG—同碰撞花岗岩（syn-collision granite）；VAG—火山弧花岗岩（volcanic arc granite）；WPG—板内花岗岩（within-plate granite）；ORG—洋脊花岗岩（oceanic ridge granite）

6 结论

（1）LA－MC－ICPMS 锆石U－Pb 定年显示，潮满林场地区花岗质片麻岩形成年龄为795.2±4.3 Ma，表明额尔古纳地块存在新元古代构造岩浆事件.

（2）研究区新元古代花岗质片麻岩具有高硅、高碱，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，Eu 为负异常弱亏损特点，为具有过铝质高钾钙碱性系列的I 型花岗岩.

（3）岩石系列和地球化学背景反映研究区新元古代花岗片麻岩形成于与俯冲有关的岩浆弧环境.

致谢：审稿专家对本文提出十分宝贵的修改意见，在此表示衷心感谢！