大興安嶺北段斯木科北山“低Sr低Yb型”花崗巖年代學、巖石地球化學特征及地質意義

2019-10-23 09:18:02趙天雪孫國勝晉瑞香何欣王廣偉

世界地質 2019年3期

趙天雪，孫國勝，晉瑞香, 何欣，王廣偉

吉林大學地球科學學院，長春 130061

0 引言

研究區位于興蒙造山帶東段的興安地塊中部，興安地塊位于新林—喜貴圖斷裂以東，賀根山—黑河斷裂以西，西拉木倫—長春古亞洲洋縫合帶以北(圖1a)，蒙古—鄂霍茨克縫合帶以南，呈NE向帶狀展布；區域上以大面積分布中生代基性--中酸性火山巖為特征，中酸性侵入巖有零星出露，是中國重要的有色金屬、貴金屬及稀土稀有元素等多金屬成礦域。興安地塊古生代經歷了古亞洲洋的閉合與多個微陸塊的拼合[1]，中、新生代又疊加蒙古—鄂霍茨克洋閉合與古太平洋板塊俯沖的遠程影響[2--7]。目前對中生代巖漿噴發、侵位的構造背景及巖漿源區性質等方面存在較大的分歧，在中生代巖漿巖形成的構造背景方面主要認識有：地幔柱成因模式[6]、與古亞洲洋和蒙古鄂霍茨克洋閉合有關的盆嶺型構造模式[8]和與太平洋板塊俯沖相關的弧后伸展構造模式[9]等；在巖漿源區性質方面的主要觀點有：①是巖漿底侵作用形成的一套殼、?；烊蹘r漿的產物；②地殼物質發生部分熔融所形成[10--11]；③巖石圈伸展和減薄過程中富集的巖石圈地幔減壓部分熔融形成[12]；④源區組分是在繼承古老地塊富集地幔的基礎上疊加了古生代島弧等新生地殼物質[8]；⑤物源主要為底侵的新生下地殼和古生代俯沖增生雜巖混源[13]；⑥花崗巖源區可能為新元古代—顯生宙期間從虧損地幔中新增生的地殼物質[14]。

1.第四系；2.白堊系下統白音高老組；3.侏羅系上統瑪尼吐組；4.侏羅系上統滿克頭鄂博組上段；5.侏羅系上統滿克頭鄂博組下段；6.早白堊世堿長花崗巖；7.采樣位置。圖1 大興安嶺北段斯木科北山地質簡圖Fig.1 Simplified geological map of northern margin of Simuke Mountain in northern Great Xing’an Range

由于巖石中Sr、Yb含量通?？梢允聚檸r漿源區的性質及壓力條件而備受關注，林強[15]曾將大興安嶺地區花崗巖劃分為“高Sr”和“低Sr”型兩類花崗巖，其中，高Sr花崗巖類起源于相對虧損的幔源巖漿的分異作用，而低Sr花崗巖類的源區與顯生宙地殼增生時期起源于地幔的年輕地殼物質有關，即起源于富集型幔源基性巖石的部分熔融。張旗[16]根據花崗巖中Sr、Yb含量，將花崗巖劃分出：“高Sr低Yb”、“低Sr低Yb”、“低Sr高Yb”和“高Sr高Yb”花崗巖4類。其中“高Sr低Yb”、“低Sr高Yb”花崗巖在中國東部有廣泛的分布；“高Sr高Yb”花崗巖研究資料較少；“低Sr低Yb”型花崗巖在西藏南部高喜馬拉雅地區有廣泛的分布，而在大興安嶺地區報道較少。筆者對興安地塊中部發現的斯木科北山“低Sr低Yb”花崗巖進行了研究，擬通過鋯石U--Pb年代學和Lu--Hf同位素組成、黑云母礦物化學及全巖地球化學的研究，為興安地塊中生代“低Sr低Yb”型花崗巖形成的動力學背景及巖漿源區屬性提供約束依據。

1 地質背景與樣品描述

大興安嶺興安地塊變質基底以興華渡口群為代表，主要由矽線石榴片麻巖、長英質片麻巖、角閃巖和石墨片巖組成；形成于元古代，并遭受高綠片巖相--高角閃巖相變質。寒武紀地層缺失，古生代蓋層奧陶紀、志留紀、泥盆紀及早石炭世只有零星出露；為淺海相→海相→淺海相沉積；至晚石炭世北部為陸相沉積，南部仍為海相沉積的古地理格局。興安地塊大面積出露的是中生代中侏羅世—早白堊世基性--中酸性火山巖，由老至新為塔木蘭溝組(J2tm)、滿克頭鄂博組(J3mk)、瑪尼吐組(J3mn)、白音高老組(K1b)和梅勒圖組(K1ml)。塔木蘭溝組為玄武質、安山質火山熔巖和火山碎屑巖夾正常沉積巖；滿克頭鄂博組(J3mk)巖性為酸性火山熔巖、火山碎屑巖及沉積巖；瑪尼吐組巖性為英安--安山巖質火山熔巖、火山碎屑巖；白音高老組巖性為酸性熔巖、酸性火山碎屑巖及正常沉積巖；梅勒圖組(K1ml)主要巖性為一套氣孔--杏仁狀、致密塊狀粗安巖、玄武巖等中基性火山巖 (圖1b) 。這些火山巖形成于122～173 Ma之間[17--22]。

本文研究的“低Sr低Yb”花崗巖零星出露于內蒙古鄂倫春自治旗托河林場東南部的斯木科北山一帶，巖體沿F1、F2兩條SN向斷裂一側或兩側呈不規則狀分布，斯木科北山花崗巖巖體出露面積最大，約12 km2。巖體與滿克頭鄂博組(J3mk)、瑪尼吐組(J3mn)呈侵入接觸，在圍巖中可見從巖體延伸的花崗巖巖脈穿切圍巖地層，外接觸帶局部發育硅化、綠泥石化。巖石新鮮面呈淺肉紅色，中粗粒半自形粒狀結構，塊狀構造。主要礦物成分為堿性長石和石英，其中含少量斜長石、黑云母。堿性長石為正長石和條紋長石，肉紅色，含量約70%～75%，多呈半自形寬板狀，粒徑為2.5～3 mm，正長石具卡式雙晶，條紋長石的條紋結構細密；石英含量20%～25%，灰色，他形粒狀，粒徑為0.5～1 mm，多為細粒級；斜長石含量約5%±，多為半自形板狀，粒徑為0.5～1 mm，聚片雙晶發育，部分發生輕微絹云母化；黑云母含量約2%～3%，粒徑約為0.5 mm、片狀，一組極完全解理，特征的褐色--黃色多色性和正吸收性，平行消光、干涉色高(圖2)。另有榍石、磁鐵礦及鋯石等副礦物。

2 樣品分析方法

主量、微量元素分析在吉林大學實驗測試中心完成，選擇8件新鮮巖石樣品，使用瑪瑙研缽碎到200目以下，再將樣品熔制成玻璃餅，主量元素測定采用XRF--1500X線熒光光譜儀，分析精度高于1%；稱取40 mg樣品置于Teflon罐中，然后加入HF和HNO3對其充分溶解，用體積分數為 l%的HNO3稀釋后，通過Finnigan--MAT公司生產的雙聚焦電感耦合等離子質譜儀(ICP--MS)ELEMENT測定微量和稀土元素，分析精度高于5%。

圖2 堿長花崗巖的手標本照片和正交偏光顯微照片Fig.2 Sample photographs and photomicrographs of alkali-feldspar granites

測年樣品經過常規重力和磁選方法進行分選，獲得重礦物，在雙目鏡下挑選晶型較好的鋯石顆粒，和標樣同時置于無色透明的環氧樹脂中制成靶，固化后拋光至鋯石中心部位暴露。鋯石陰極發光(CL)照相在天津地質調查中心實驗測試室英國Gatan公司生產的Mono CL3+陰極發光裝置系統上進行； LA--ICP--MS鋯石U--Pb測年分析在吉林大學測試中心激光等離子體質譜實驗室完成，分析儀器為美國New Wave公司生產的193 nm激光剝蝕進樣系統(UP 193SS)，和美國AGILENT科技有限公司生產的Aglient7500a型四級桿等離子體質譜儀聯合構成的激光等離子質譜儀 (LA--ICP--MS) 。實驗中激光器工作頻率為10 Hz，測試點的束斑直徑為30 μm，預剝蝕時間為5 s，剝蝕時間為45 s，載氣流采用高純度He氣剝蝕物質(流速為0.88 L/min)，以標準鋯石91500為外標進行同位素比值校正，標準鋯石TEMORA和Qinghu為監控盲樣。年齡計算采用國際標準程序Isoplot，鋯石U--Pb同位素比值由ICP--MS測定，比值采用Glitter程序。鋯石元素含量以國際標樣NIST610為外標，Si為內部標準計算，NIST612和NIST614為監控盲樣。單個數據點誤差全為1 σ，加權平均值誤差為2 σ，平均年齡值選用206Pb/238U年齡進行計算。

3 分析結果

3.1 鋯石U--Pb定年

鋯石多呈半自形--自形短柱狀，部分晶棱、晶錐殘缺不完整，而呈次圓狀--不規則粒狀；多數鋯石在雙目鏡下透明。粒徑多為0.15～0.25 mm，長寬比介于1∶1～2∶1之間。由微區陰極發光CL 照片(圖3) 可見，鋯石具有巖漿型震蕩環帶結構。

圖3 鋯石陰極發光圖像Fig.3 CL images of zircon

鋯石中Th(均值206 μg/g)、U(均值168 μg/g)含量較高，其Th/U比值為 0.76～1.93 ，平均為1.16，>0.4，顯示典型巖漿結晶鋯石特征。鋯石具有較高的稀土元素含量，∑REE 含量為 393.29～2 244.8 μg/g；LR/HR為0.05～0.16，輕重稀土分餾明顯；在稀土元素配分圖解中，整體呈左傾(圖4)，顯著富集重稀土。具有明顯的Ce/Ce*(Ce/Ce*=32.65～500.02)正異常和Eu/Eu*(Eu/Eu*=0.18～0.64)負異常，符合殼源巖漿鋯石的稀土元素特征。Ce/Ce*較強的正異常暗示巖石成巖過程中具有較高的氧逸度；Eu/Eu*負異常表明巖漿源區中斜長石殘留或存在斜長石的分離結晶作用。

選取21顆鋯石進行LA--ICP--MS U--Pb測年，分析點的206Pb /238U表面年齡為131～149 Ma(表1)，數據位于諧和線上(圖5)，諧和性較好；加權平均年齡為137.6±2.2 Ma，代表巖石的形成年齡，即斯木科北山“低Sr低Yb”花崗巖侵位于早白堊世早期。

圖4 堿長花崗巖鋯石球粒隕石標準化稀土元素分配模式圖Fig.4 Chondrite-normalized REE distribution patterns of zircons from alkali-feldspar granites

表1 斯木科北山堿長花崗巖LA--ICP--MS 鋯石U--Pb 定年結果

圖5 堿長花崗巖鋯石U--Pb諧和圖及加權平均年齡Fig.5 Zircon U--Pb concordia diagram and weight average ages of alkali-feldspar granites

3.2 巖石主量元素和微量元素特征

3.2.1 主量元素

巖石SiO2含量為70.12%～74.57%(表2)，屬酸性巖，Al2O3為12.32%～14.18%，鋁飽和指數A/CNK為0.89～1.04，為準鋁質--弱過鋁質巖石。全堿(Na2O+K2O)含量為8.19%～9.17%，具有富堿特征；K2O/Na2O為0.91～1.12，平均為0.99，略富Na。FeOT含量(1.94%～2.50%)較低，CaO (0.44%～1.58%)、MgO(0.20%～0.73%)和TiO2(0.20%～0.37%)含量中等。在A/CNK-A/NK鋁飽和度判別圖解中(圖6a)，樣品點位于準鋁質--過鋁質區；在SiO2-K2O圖解中(圖6b)，樣品點位于高鉀鈣堿性區；在SiO2-Na2O+K2O巖石分類圖解中(圖6c)，樣品點位于堿性花崗巖與花崗巖過渡區。CIPW標準礦物計算，主要礦物為石英(Q)(23.67%～33.2%)、鈉長石(Ab)(33.71%～41.37%)和正長石(Or)(25.23%～26.28%)，少量鈣長石(An)(1.75%～4.6%)、剛玉(C)分子(0～0.67%<1)、透輝石(Di)(0.28%)和紫蘇輝石(Hy)(1.22～2.21)；副礦物出現磁鐵礦(Mt)、鈦鐵礦(Il)和磷灰石(Ap)。堿性長石(A)(58.15%～63.22%)含量高，斜長石(P)(3.93%～10.72%)含量較低；這與巖石富堿相吻合。

圖6 堿長花崗巖A/NK-A/CNK圖解(a)、K2O-SiO2圖解(b)和(Na2O+K2O)-SiO2圖解(c)Fig.6 Diagrams of A/NK-A/CNK(a), K2O-SiO2(b)and (Na2O+K2O)-SiO2 (c) for alkali-feldspar granites

表2 堿長花崗巖樣品主量元素(10-2)和微量元素(10-6)分析結果

3.2.2 微量元素

巖石∑REE為76.92×10-6～162.25×10-6，稀土元素總量(ΣREE)較低(表2，圖7a) ；LREE/HREE為11.30～17.53，LaN/YbN為9.37～13.24，輕、重稀土分餾明顯，配分曲線呈右傾型。輕稀土富集(LREE為72.77×10-6～151.43×10-6)，分餾明顯(LaN/SmN為4.78～5.46)；重稀土整體含量較低(HREE為4.15×10-6～10.99×10-6)，分餾較弱(GdN/YbN為1.26～1.34)，曲線比較平坦或略左傾，說明巖漿源區石榴石部分熔融。YbN(28.91)>HoN(24.12)，中稀土虧損，則暗示巖漿源區有角閃石殘留。Ce/Ce*在1.12～1.67之間，弱--中等的正異常,表明巖石形成于較強的氧化環境；Eu/Eu*(0.56～0.83)弱--中等負異常,暗示斜長石在源區有部分殘留。

圖7 稀土元素球粒隕石標準化分配曲線(a)和微量元素原始地幔標準化蛛網圖(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution pattern(a)and primitive mantle-normalized trace element spidergram(b)

在微量元素蛛網圖中(圖7b)，巖石富集元素Rb、Th、U、Ce、Zr、Hf，虧損Nb、Ta、Sr、Ba、P、Ti，Th/U值(6.16～10.15)較高，Rb/Sr值(0.76～1.62)較低，<10，反映巖漿源區殼、?；旌咸卣?。巖石中基性相容組分Co(4.48×10-6)、Ni(4.15×10-6)、Cr(6.14×10-6)含量較低，暗示輝石在源區部分殘留。巖石Sr含量為83.1×10-6～184×10-6，<200×10-6，Yb含量為0.99×10-6～1.82×10-6，<2×10-6，為“低Sr低Yb”花崗巖[16]。

4 討論

4.1 成巖時代

圖8 大興安嶺中生代花崗巖年齡分布直方圖Fig.8 Histogram of Mesozoic granite age in Great Xing’an Range

葛文春[23]根據鋯石U--Pb年代學數據將大興安嶺中部烏蘭浩特地區中生代花崗巖漿活動劃分為T2-T3、J1-J2和K13期。本文對大興安嶺興安地塊中生代217個花崗巖年齡(圖8)統計結果表明，從早三疊世至早白堊世，興安地塊均有花崗巖漿活動，其中，J3-K1為巖漿活動的高峰期，其次為T3；T1-T2和J1-J2花崗巖漿活動較弱，分布比較局限。在空間上，三疊紀花崗巖多分布在大興安嶺中南段；早--中侏羅世花崗主要分布在大興安嶺中段烏蘭浩特[23]和北段臥都河地區[24]等；晚侏羅世—早白堊世花崗巖在大興安嶺地區廣泛分布。筆者研究的斯木科北山“低Sr低Yb”花崗巖鋯石加權平均年齡為137.6±2.2 Ma，侵位于早白堊世早期，這和其侵入晚侏羅世滿克頭鄂博組、瑪尼吐組，而被早白堊世白音高老組酸性火山碎屑巖覆蓋的野外地質特征(圖1)相吻合，為J3-K1巖漿活動的高峰期的產物。

4.2 構造背景

目前，古亞洲洋閉合的時間及縫合帶的位置基本達成共識，即在晚二疊世末—早三疊世初華北克拉通和西伯利亞克拉通沿西拉木倫河—長春一線縫合[25--26]；但在古亞洲洋構造域轉換與環太平洋構造域的轉換時間上還存在較大的分歧，部分學者認為大興安嶺地區在中--新生代由古亞洲洋構造域轉換為環太平洋構造域，但邵濟安認為在中國東部乃至東亞地區尚未發現中生代早、中期古太平洋板塊向歐亞板塊東緣曾發生俯沖的直接構造證據[27]；趙越等[9]、許文良等[28]研究認為中生代環太平洋構造體系對東北亞大陸影響的空間范圍主要在松遼盆地及以東地區，大興安嶺等松遼盆地以西以及華北地塊北緣主要受蒙古—鄂霍茨克洋構造體系的影響，但蒙古—鄂霍茨克洋的俯沖方向和關閉時間尚存在諸多分歧。

大興安嶺地區缺失T1--J1沉積巖地層，說明在T1--J1大興安嶺地區以擠壓構造環境為主導，呈隆起剝蝕狀態。大興安嶺由北至南發育漠河盆地、大興安嶺中斷陷帶、龍江盆地、海拉爾盆地和突泉盆地等一系列斷陷、坳陷，其盆地張裂期均為中侏羅世中--晚期，從區域盆地演化及地層發育特征上分析，大興安嶺地殼加厚過程可能一直持續到中侏羅世，從中侏羅世晚期開始大興安嶺地區開始轉化為后碰撞的伸展構造背景。大興安嶺中生代(J2-K1)的火山活動是大陸巖石圈內部伸展背景下幔源巖漿積極參與地殼演化的證據，而與活動大陸邊緣俯沖體制下的巖漿活動無關[2]。大興安嶺興安地塊T3、J3-K1為巖漿活動的高峰期(圖8)，其中，T3花崗巖巖漿活動主要分布于興安地塊中南段，與古亞洲洋閉合后的伸展構造背景相對應；J3-K1巖漿活動高峰期是對蒙古—鄂霍茨克洋閉合后的后碰撞期--后造山期伸展構造背景的響應。

巖石樣品點在構造環境Rb-Y+Nb(圖9)判別圖解中，位于后碰撞花崗巖區內。后碰撞是指發生于峰期碰撞之后--板內環境之間，這時主要海洋已經閉合隆起，構造背景以伸展作用為主導，大陸塊體沿巨大剪切帶的大規模水平運動、巖石圈拆沉，伴隨裂谷產生等，造成連續的或幕式的伸展作用；同時還存在小型海洋板塊的俯沖和合攏，相應地形成了多種類型的巖漿作用[29]；這也是大興安嶺地區在晚侏羅世—早白堊世早期I、A型花崗巖均較發育的原因(圖8)；其中，堿性巖漿作用的出現標志著后碰撞階段的結束和板內階段的開始。斯木科北山“低Sr低Yb”花崗巖為高鉀鈣堿性巖石，沿大型SN向斷裂F1、F2(圖1)分布，符合后碰撞花崗巖的巖石化學及產狀特征，是后碰撞階段伸展構造環境下形成的。

圖9 堿長花崗巖構造環境判別圖解Fig.9 Discrimination diagram for tectonic setting of alkali-feldspar granites

4.3 巖石成因

Liegeoiset[29]認為后碰撞巖漿源巖是由先前俯沖和碰撞期間產生的，源區含有大量新生的成分(juveneilecompan ent)、地幔的或新形成的火成巖地殼或者是沉積巖地殼。推測斯木科北山“低Sr低Yb”花崗巖的源區物質主要是由富含地幔物質、于新元古代—早古生代期間增生的雜巖組成。

花崗巖巖漿Sr、Yb含量受巖漿源區含量及熔融過程中殘留相的制約[30]，巖石中Sr主要賦存于斜長石中，Yb主要賦存于石榴石中，因此源巖中斜長石、石榴石的熔融或殘留是影響巖漿中Sr、Yb含量的主要因素；而斜長石、石榴石的熔融或殘留主要受控于壓力。含水拉斑玄武巖部分熔融實驗表明，在0.8～1.3 GPa(700℃～800℃)條件下，即相當于地殼厚度30～50 km，殘留相為斜長石+石榴石+角閃石+輝石，由于石榴石和斜長石均為殘留相，巖漿具有低Sr低Yb特點[16]。斯木科北山花崗巖樣品中，微量元素低Sr、具有Eu/Eu*弱--中等負異常，暗示斜長石源區部分殘留；低Yb及較低的HREE含量，說明石榴石在源區的殘留；YbN>HoN，中稀土虧損，表明角閃石在源區為殘留相；基性相容組分Co、Ni、Cr含量較低，暗示輝石等鐵鎂礦物在源區部分殘留。以上化學成分特征表明，巖漿源區殘留相為斜長石+石榴石+角閃石+輝石，與含水拉斑玄武巖0.8～1.3 GPa(700℃～800℃)條件下部分熔融實驗相吻合。

斯木科北山“低Sr低Yb”花崗巖屬于高鉀鈣堿性系列巖石，主量成分高Si(SiO2=72.32%)、富堿((Na2O+K2O=8.62%)、相對富Na(K2O/Na2O(0.99)<1)，Al 偏低(A/CNK<1.1)；Eu/Eu*弱--中等負異常；微量元素富集Rb、Th、U、Ce、Zr、Hf，虧損Sr、Ba、P、Ti，10 000 Ga/Al比值介于2.6～3.1之間，高于A型花崗巖質巖石的下限值2.6，具有A型花崗巖化學成分特征[31]。在10 000Ga /Al比值為基礎的花崗巖成因類型判別圖解中(圖10)，巖石樣品點均投入到I & S與A型花崗巖分界線附近A型花崗巖一側。斯木科北山“低Sr低Yb”花崗巖為A型花崗巖，這與其形成于后碰撞伸展的構造背景相吻合。

圖10 花崗巖成因類型判別Ce-10 000 Ga/Al圖解(a)、Nb-10 000 Ga/Al圖解(b)、Zr-10 000 Ga/Al圖解(c)和Na2O+K2O-10 000 Ga/Al圖解(d) Fig.10 Diagrams of Ce-10 000 Ga/Al(a), Nb-10 000 Ga/Al(b), Zr-10 000 Ga/Al(c) and (Na2O+K2O)-10 000 Ga/Al(d)for identification of genetic types of granites

綜上所述，早白堊世早期(137 Ma)，受蒙古—鄂霍茨克洋閉合的影響，研究區處于后碰撞向板內的構造背景轉換時期，伴有大陸塊體沿剪切帶的大規模水平運動、巖石圈拆沉和裂谷形成等,產生連續的或幕式的伸展作用[29]，由于地殼減薄或構造減壓作用，誘發地殼深部(>30 km)產生深熔作用[32]，其熱能來自底侵玄武質巖漿或地殼加厚、造山過程中產生的熱能。推測其初始源巖為新元古代(632 Ma)從虧損地幔中新增生的地殼物質(如興華渡口群中的基性火成巖)；巖漿源區壓力>0.8 GPa，溫度>900℃；源巖部分熔融殘留相為斜長石+石榴石+角閃石+輝石；由于巖體沿斷裂帶分布，分枝脈發育(圖1b)，巖體中未見流動構造，與圍巖為不整合接觸等產狀特征，推測巖漿侵位上升過程中，發生了頂蝕作用，使早古生代陸源碎屑巖等圍巖物質大量進入巖漿中，導致與上地殼物質混染及巖漿溫度降低而固結成巖。