小兴安岭翠峦地区早侏罗世A型花岗岩成因与动力学背景

2024-01-19杨元江邓昌州李成禄杨文鹏符安宗袁茂文张立东

现代地质 2023年6期

杨元江，邓昌州，李成禄，杨文鹏，符安宗，郑博，袁茂文，张立东

(1.黑龙江省自然资源调查院，黑龙江哈尔滨 150036；2.中国科学院地球化学研究所，贵州贵阳 550081；3.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引言

花岗岩的研究可以解决区域地质演化、大地构造环境以及成岩与成矿等问题[1-2]。东北地区显生宙花岗岩广泛发育，被称为巨型花岗岩省[3]，其主要的岩石成因类型是A型和I型[4]。小兴安岭地处兴蒙造山带东段，该地区花岗岩的时代主要划分出加里东期[5]、印支期[6]和燕山期[7]。

前人对小兴安岭地区中生代花岗岩做了大量年代学与地球化学方面的研究[8-10]，取得了一些成果，研究内容有以下4个方面：(1)松嫩地块与佳木斯地块之间拼合(裂解)演化历史。李伟明研究了区域425～145 Ma的演化历史，认为185～145 Ma佳木斯地块与松嫩地块碰撞拼合[11]；董玉研究了(250～160)Ma的演化历史，认为(180～160)Ma佳木斯与松嫩地块拼合[10]。(2)小兴安岭地区中生代A型花岗岩的形成所属大地构造背景。有学者认为主要与古亚洲洋闭合后伸展有关[12-13]，但更多学者认为与太平洋板块向西俯冲过程中的伸展更密切[14-23]。(3)古亚洲洋与太平洋构造域转换的时间是三叠纪或者中侏罗世[24-26]。(4)蒙古—鄂霍次克洋构造域的南向俯冲是否影响至该地区的问题[27-28]。由此可见，前人对小兴安岭地区中生代花岗岩形成的构造环境及地球动力学机制的认识还存在分歧，一定程度上制约了区域构造演化历史的反演，也影响了区域找矿工作的部署。本文以鲜有报道的伊春翠峦地区碱长花岗岩为研究对象，通过研究其锆石年代学及全岩地球化学特征，结合锆石Hf同位素组成特征，探讨岩石形成时代、岩石成因与源区属性以及成岩动力学背景等。研究成果为加深对小兴安岭中生代构造演化及成岩成矿作用的理解提供新的数据支持。

1 地质背景

中亚造山带是西伯利亚板块与华北、塔里木板块之间的古亚洲洋消减而形成的巨型造山带(图1(a))[29]，在中国境内的部分被学者定义为兴蒙造山带。自西向东主要由额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块和佳木斯地块等组成，分割其间的断裂有新林—喜桂图断裂、黑河—贺根山断裂和牡丹江—嘉荫断裂(图1(b))[11]。

图1 中亚造山带构造简图(a)和中国东北地区大地构造单元划分图(b)(据文献[11]修改)Fig.1 Tectonic map of the Central Asian Orogenic Belt (a)and NE China (b)(modified after reference [11])EB.额尔古纳地块；HHS.黑河—贺根山断裂；JB.佳木斯地块；MYS.嘉荫—牡丹江断裂；SB.松嫩地块；XB.兴安地块；XXS.新林—喜桂图断裂

小兴安岭地区已知的最古老地层为中—新元古界东风山岩群，岩浆活动主要有早古生代、晚古生代以及中生代，嘉荫—牡丹江断裂为松嫩地块与佳木斯地块的南北向分界(图1(b)和2(a))，该断裂活动时间为晚古生代—早中生代[30]。研究区内地层由古生代铅山组灰岩、大理岩，土门岭组板岩、砂砾岩，五道岭组流纹岩、火山碎屑岩，中生代宁远村组流纹岩、火山碎屑岩及嫩江组细碎屑砂岩、泥岩等组成。侵入岩有中奥陶世花岗闪长岩、二长花岗岩，早侏罗世碱长花岗岩等(图2(b))。

图2 伊春地区花岗岩分布简图(a)(据文献[31]修编)和研究区地质图(b)Fig.2 Distribution map of granite in Yichun area (a)(modified after reference [31])and geological map of the study area (b)Qh.第四系；K2n.上白垩统嫩江组；K1n.下白垩统宁远村组；P3w.上二叠统五道岭组；P2t.中二叠统土门岭组；1q.下寒武统铅山组；χργJ1.早侏罗世碱长花岗岩；γδO2.中奥陶世花岗闪长岩；ηγO2.中奥陶世二长花岗岩；γπ.花岗斑岩脉；δμ .闪长玢岩脉

2 样品信息及测试分析

锆石U-Pb测年的样品编号为CL3，采集坐标为128°34′14″E和47°42′33″N，平面位置见图2(b)；6件地球化学测试样品采自翠峦碱长花岗岩体钻探岩心的不同位置。样品岩性为细中粒碱长花岗岩，花岗结构，块状构造(图3(a))，由碱性长石(约55%)、斜长石(约17%)、石英(约25%)和黑云母(约3%)组成。其中碱性长石为半自形板状，主要为条纹长石和微斜长石，粒径0.8～ 4.2 mm。斜长石呈自形、半自形板状，聚片双晶发育，粒径1.2～3.5 mm；石英为它形粒状，粒径0.5～3.1 mm；黑云母为黑褐色片状，粒径0.4～2.5 mm(图3(b)-(d))。

图3 翠峦碱长花岗岩(CL3号样品)岩石照片(a)和镜下图像(b)(c)(d)Fig.3 Rock specimen photos and microscopic photos of the Cuiluan alkali feldspar granite (Sample No.CL3)Bi.黑云母；Kfs.钾长石；Mc.微斜长石；Pl.斜长石；Pth.条纹长石；Qtz.石英

分析测试工作均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。锆石制靶、U-Pb同位素测年及微区原位Lu-Hf同位素分析测试方法见参考文献[32-33]，主量元素分析测试过程见参考文献 [34]；稀土微量元素测试利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成，测试流程见参考文献[35-37]。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

锆石U-Pb同位素测试数据见表1。阴极发光图像显示锆石为自形，粒径50～150 μm，发育振荡环带(图4)，Th/U值为0.44～0.81，指示锆石为岩浆成因。20个锆石测试点的206Pb/238U年龄变化范围为(182.6 ± 2.0)～(194.4 ± 3.3)Ma(图5(a))，谐和年龄为(189.1 ± 1.4)Ma(MSWD=4.7)，206Pb/238U加权平均年龄为(189.1 ± 1.6)Ma(MSWD=2.1)(图5(b))，二者在误差范围内基本一致，反映该年龄为碱长花岗岩的结晶年龄，与前人报道的同属松嫩地块东缘中生代花岗岩的侵位时代相近[12-14，38]。

表1 翠峦碱长花岗岩锆石U-Pb测年分析结果

图4 翠峦碱长花岗岩锆石阴极发光(CL)图像Fig.4 Cathodoluminescence (CL)images of zircon from the Cuiluan alkali feldspar granite

图5 翠峦碱长花岗岩锆石U-Pb谐和图(a)和206Pb/238U年龄分布图(b)Fig.5 U-Pb concordant diagram (a)and 206Pb/238U age distribution diagram (b)of zircons from the Cuiluan alkali feldspar granite

3.2 全岩主微量元素

样品富Si(SiO2=72.39%～74.04%)、富Na(Na2O=3.44%～3.88%)和富K(K2O=4.85%～5.87%、K2O/Na2O=1.28～1.71)，贫Ca(Ca2O=0.94%～1.10%)、贫Fe(Fe2O3=1.63%～2.00%)、贫Mg(MgO=0.29%～0.39%，Mg#=14.39～18.18)、贫P(P2O5=0.05%～0.06%)和贫Ti(TiO2=0.24%～0.28%)(表2)，在花岗岩TAS图解中全部投点于亚碱性花岗岩区域(Ir线之下)(图6(a))，在K2O-SiO2图解(图6(b))中均落入高钾钙碱性和钾玄岩系列区域。样品全碱含量较高(Na2O+K2O=6.58%～8.89%)，铝含量较高(Al2O3=13.13%～13.91%，碱度指数A/NK=1.13～1.16，铝饱和指数A/CNK=0.99～1.01)，在A/CNK-A/NK关系图中样品点位于偏铝质区域(图6(c))。

表2 翠峦碱长花岗岩主量元素(%)和微量元素(10-6)分析结果及特征参数

图6 翠峦碱长花岗岩TAS图解(a)(底图据参考文献[39])、K2O-SiO2图解(b)(底图据参考文献[40])和A/NK-A/CNK图解(c)(底图据参考文献[41])Fig.6 TAS diagram (a)(modified after reference [39])，K2O-SiO2 diagram (b)(modified after reference [40])and A/NK-A/CNK diagram (c)(modified after reference [41])of the Cuiluan alkali feldspar granite

碱长花岗岩稀土元素含量较高(∑REE=192.60 ×10-6～232.80 ×10-6)，轻重稀土元素分馏明显，富集轻稀土元素(LREE/HREE=8.50～11.54，(La/Yb)N=8.49～11.88)，可能是因为岩浆部分熔融源区存在石榴石相。铕强烈亏损(δEu=0.29～0.36)，Sr/Y比值极低(Sr/Y=2.65～3.60)，表明岩浆在上升侵位过程中发生斜长石分离结晶。在稀土元素球粒陨石标准化图解(图7(a))

图7 翠峦碱长花岗岩稀土元素球粒陨石标准化图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b)of the Cuiluan alkali feldspar granite

中呈现典型“V”字形和轻稀土较重稀土富集的右倾型，微量元素原始地幔标准化图解(图7(b))显示相对富集K、Rb和Hf等而亏损Ti、Nb、P和Sr等元素的特征。

3.3 锆石Lu-Hf同位素组成

在锆石定年基础上，对其进行了微区Hf同位素测定，结果见表3。样品εHf(t)=1.46～2.27，数值集中分布于球粒陨石线附近，显示源区包含大量低εHf(t)的地壳物质。176Hf/177Hf 值在0.28270～0.28272之间，接近EMI型富集地幔值(176Hf/177Hf=0.28260～0.28270)[42]，而明显有别于源自软流圈的亏损地幔值(176Hf/177Hf=0.28325)[43]。fLu/Hf的值为-0.98～-0.96，对应的一阶段亏损地幔模式年龄TDM1=781～751 Ma，地壳模式年龄TDMC=1133～1088 Ma。

表3 翠峦碱长花岗岩锆石Hf同位素组成

4 讨论

4.1 岩石成因类型

Loiselle[44]将A型花岗岩定义为形成于非造山环境，具有碱性、无水特征的花岗质岩石。Pitcher[45]和King等[46]又将其定义为富钾长石的花岗岩，并认为A 型花岗岩以适度碱性及高的(Na2O+K2O)与典型钙碱性I型花岗岩明显不同[47]。

而现在人们对于A型花岗岩的定义更加宽泛，包括了几乎所有的除典型S型花岗岩和I型花岗岩之外的花岗岩，在化学成分上有时候与I型呈过渡特征，同样化学成分上属于S型花岗岩的某些岩石也被划归A型花岗岩。从目前报道来看，A型花岗岩主量元素特征均富Si，贫Ca和Mg[48]，微量元素一般都富集Ga和Eu以外的稀土元素(国内A型花岗岩∑REE值平均为219.03×10-6)和高场强元素，亏损Ba和Sr，具有明显的Eu负异常[49]。

本文样品以富Si、Na和K，贫Ca、Fe和Mg以及高的全碱(Na2O+K2O)值为特征，结合投图显示样品属亚碱性富钾钙碱性-钾玄岩系列准铝质贫铁、镁岩石。在原始地幔标准化图中显示富集HFSE(Th、Zr和Hf)及Ce、Y元素，Ba、Sr、Eu、P和Ti元素亏损，为典型的A型花岗岩特征；同样在10000×Ga/Al-(K2O+Na2O)图解中，全部投入A型花岗岩区域(图8(a))。样品(Zr+Nb+Ce+Y)=332.22×10-6～ 398.70×10-6，平均值366.52×10-6，与A型花岗岩的(Zr+Nb+Ce+Y)下限值(350×10-6)相当[50-51]。在(Zr+Nb+Ce+Y)-((K2O+Na2O)/CaO)图解中绝大部分投点于A型花岗岩区域(图8(b))。利用锆石饱和温度计算方法[52]得出岩体形成温度为804～810 ℃，接近于铝质A型花岗岩的平均温度800 ℃[53]。综上认为本次研究的碱长花岗岩成因类型为A型。

图8 翠峦碱长花岗岩10000×Ga/Al-(K2O+Na2O)图解(a)和(Zr+Nb+Ce+Y)-(K2O+Na2O)/CaO图解(b)(底图据参考文献[54])Fig.8 10000×Ga/Al-(K2O+Na2O)(a)and (Zr+Nb+Ce+Y)-(K2O+Na2O)/CaO (b)discrimination diagrams of the Cuiluan alkali feldspar granite (basemap modified after reference [54])

4.2 岩浆源区属性

关于A型花岗岩的物质来源，前人主要提出以下几种认识：幔源岩浆的分异或部分熔融[55]、壳幔物质的混合熔融[56]、壳源物质的部分熔融和再熔模式[57]以及壳源物质的混染作用[58]。样品的Nb、Ta和Ti等元素亏损和Th元素的富集，显示岩浆的壳源性质[59]。稀土总量值高(∑REE=192.60×10-6～232.80×10-6，平均值216.77×10-6)，高于大陆上地壳的丰度值(146.37×10-6)，为壳源岩浆特征；Rb/Sr值为2.25～2.77，Nb/Ta值为9.64～13.05，符合壳源岩浆值(分别为> 0.50和≈11)[60]。Nd/Th=0.59～1.26，其值接近壳源岩石(约3.0)，明显有别于幔源岩石值(> 15)；Ti/Y=38.63～51.33，平均值44.09，Ti/Zr=6.15～7.36，平均6.84，均符合陆壳岩石值(Ti/Y < 200，Ti/Zr< 30)[61]。

样品锆石具有较为均一的Hf同位素值组成，176Hf/177Hf=0.28270～0.28272，接近EM I型富集地幔值(176Hf/177Hf=0.2826～0.2827)[42]，对应的一阶段亏损地幔模式年龄TDM1=781～751 Ma，地壳模式年龄TDMC=1133～1088 Ma，指示物源为中元古代源自EM I型富集地幔部分熔融形成的地壳物质，也表明该地区存在中元古代的地壳增生事件。通常认为如果花岗岩锆石的εHf(t)>0，则表明岩浆源于亏损地幔或从亏损地幔中新增生的年轻地壳的部分熔融[62]。样品的εHf(t)=1.46～2.27，变化幅度小且全部为正值，在εHf(t)-t图解(图9(a))和176Hf/177Hf-t图解(图9(b))中锆石的投点全部位于球粒陨石和亏损地幔演化线之间，锆石的εHf(t)值均为正值，反映其源区物质不具有多种来源，主要来源于年轻地壳组分，在岩浆演化中遭受了少量古老地壳物质的混染，也即主要源自新生地壳物质的部分熔融。

图9 翠峦碱长花岗岩的εHf(t)-t图解(a)和176Hf/177Hf-t图解(b)Fig.9 Zircon age vs.εHf (t)(a)and 176Hf/177Hf-t(b)diagrams for the Cuiluan alkali feldspar granite

4.3 成岩动力学背景

小兴安岭中生代花岗岩所代表的构造环境方面的研究已有大量报道。东安金矿区出露的183 Ma的碱长花岗岩被认为是壳源物质部分熔融形成，反映与洋陆俯冲有关的火山弧环境[22]。鹿鸣钼矿区发现的187 Ma的富碱质二长花岗岩岩浆物质为壳幔混合来源，其形成与地壳由挤压向拉伸转换的构造环境有关[7]。伊春地区碱长花岗岩具有高的ISr值和低的εNd值，韩振哲[8]认为主要与古老下地壳物质有关，存在一定程度的壳幔岩浆混合作用，形成于伸展动力学体制。另外关于该地区花岗岩的研究还有诸多报道[12-13，17]，以上花岗岩从岩石成因类型来看可以分为A型和I型。近年来在嘉荫—伊春—尚志一带发现了186～182 Ma的镁铁质-超镁铁质侵入岩[31]，基性侵入岩的发育被认为与伸展背景下幔源岩浆大规模底侵作用有关，反映地幔岩浆的上涌，该基性-超基性侵入岩与同时期I-A型花岗岩构成了典型的双峰式花岗岩组合。本文认为早侏罗世小兴安岭区域伸展作用明显，由此引起了地幔物质上涌，形成了区域基性-超基性侵入岩的发育，上覆地壳的熔融形成了I-A型花岗岩组合。翠峦碱长花岗岩εHf(t)=1.46～2.27，一阶段亏损地幔模式年龄TDM1=781～751 Ma，表明岩浆物质源自新生地壳物质的部分熔融，微量元素分析同样也显示岩浆物质主要源自地壳，与小兴安岭早侏罗世伸展背景下地幔物质上涌导致的地壳熔融事件相一致。从小兴安岭地区早侏罗世花岗岩的分布情况来看，黑河东安—伊春翠宏山—吉林天桥岗一线分布大量早侏罗世197～178 Ma的A型花岗岩[7，12-14，22-23]，呈明显北东向展布特征。综上分析，本文认为小兴安岭早侏罗世岩浆活动与太平洋板块的俯冲过程中伸展作用相联系更加合理。