大興安嶺中段突泉盆地呼日格組火山巖地球化學特征

宋國民，張艷，許鵬，李曉波，魏翔宇

1.吉林大學 地球科學學院，長春 130061;2.中海石油(中國)有限公司 天津分公司，天津 300459；3.中國有色桂林礦產地質研究院有限公司，廣西 桂林 541004

0 引言

大興安嶺地區位于中亞造山帶的東段，古生代期間處于古亞洲洋構造演化體系中[1]，多個微陸塊之間的碰撞與拼合和古亞洲洋的最終閉合為主要的構造事件[2]。在中生代期間，本區域經歷的多期次的火山巖具有不同巖石類型組合，其大面積分布的火山巖也成為中生代時期構造演化的重要載體。

近些年來，隨著火山巖地球化學分析手段不斷的豐富，對成因與機制的研究不斷深入，對于大興安嶺火山巖的成因分析也有更多的認識,目前大興安嶺早白堊世為主要的火山巖形成時代以及南北部火山巖為兩套不同系列火山巖已成為共識，在成因背景分析方面先后提出了地幔柱模式[3]；太平洋板塊俯沖成因[4]以及蒙古—鄂霍茨克洋俯沖成因[5]等多種不同的觀點，表明大興安嶺中生代火成巖的成因機制較為復雜。近些年來，對大興安嶺南段、北段晚侏羅世至早白堊世火山巖地球化學研究較多[4--6]，而對中段中晚侏羅世的火山巖的研究較少，不利于區域上火山巖成因機制上的對比與不同組段火山巖間的成因關系，筆者選擇出露于突泉盆地周邊的新發屯和德福屯地區的中侏羅世呼日格組火山巖進行研究，并對其成因及形成背景進行探討。

1 區域地質背景

突泉盆地位于內蒙古東部的興安盟科右中旗至突泉縣一帶(圖1a)，在大地構造屬性上位于溫都爾廟—賀根山古生代大陸增生帶上(圖1b)，大興安嶺隆起帶中段與松遼盆地西側之間，東部與龍江盆地相鄰，是一個基底為古生代海--陸相地層的近NW--NWW向展布的中生代陸內斷坳盆地[9]。地理坐標為45°00′～46°00′N，121°15′～122°00′E，面積約2 300 km2。

Ca1.溫都爾廟—賀根山古生代大陸增生帶;Ca2.那丹哈達侏羅紀大陸邊緣增生楔;Ca3.前三疊紀地體拼合帶;Mp1.蒙古—興安微板塊;Mp2.松遼—張廣才嶺微板塊;Mp3.佳木斯微板塊;Mp4.興凱湖微板塊;F1.塔源—喜桂圖旗斷裂帶;F2.嫩江—八里罕斷裂帶;F3.牡丹江斷裂帶;F4.佳木斯—伊通斷裂帶;F5.敦化—密山斷裂帶;F6.下黑龍江斷裂帶;F7.西拉木倫河—長春—延吉縫合帶;F8.黑河—賀根山縫合帶。圖1 大興安嶺中段突泉盆地地質簡圖[7--8]Fig.1 Geological map of Tuquan Basin in Middle Great Xing’an Range

2 呼日格組地層序列及巖性特征

突泉盆地內火山巖廣泛發育，占全區面積的90%。突泉盆地是一個古生代和中生代的雙層疊合盆地，上古生界構造層主要由分布在盆地東北部和西南部的呈NW--NWW向展布的二疊系地層所構成，盆地中部為NW--NWW向展布的中生界地層[10]，因此，盆地可以劃分為東北部和西南部上古生界隆起區和中部中生界斷陷區。突泉盆地侏羅系自下而上劃分為下侏羅統紅旗組，中侏羅統萬寶組和呼日格組，上侏羅統付家洼子組、滿克頭鄂博組、瑪尼吐組和白音高老組[7--8]。

1974年，“哈達營子幅”地質調查中首創呼日格組一名，同年吉林區測隊將下部含煤地層萬寶組其上的火山巖層改建為呼日格組，1991年內蒙古地礦局又將呼日格組并入萬寶組[8]。該組主要由酸性火山巖及少量陸相碎屑巖組成，與下伏萬寶組含煤陸源碎屑巖與火山碎屑巖的巖石組合特征迥異，且與萬寶組為平行不整合接觸[7]，故本文將呼日格組與萬寶組分離，時代定為中侏羅世。

突泉盆地呼日格組地層剖面圖(圖2)，地層巖性自下而上為凝灰質砂巖、酸性火山凝灰巖、長石砂巖、酸性火山凝灰熔巖和沉火山碎屑巖。野外勘探可見呼日格組火山巖分布范圍有限，為一套中酸性火山巖，主要在福壽屯、興隆村和陶家屯地區出露，主要的巖石類型為粗安巖、英安巖及流紋巖。

3 樣品采集與巖石學特征

本次研究所采樣品主要集中在突泉盆地新發屯和福壽屯地區，其中樣品HRG1--2采集于突泉地區新發屯地區，于中侏羅統呼日格組建組剖面上取樣(圖3)，野外定名為粗面巖。巖石整體顏色為灰綠色(圖4a、b)，具斑狀結構，基質為粗面結構，斑晶以堿性長石為主，呈柱狀，粒度為0.5～1.5 mm，具卡式雙晶，見少量石英斑晶，邊緣不整齊，部分被熔蝕，并有部分基質進入，長石微定向分布，部分被方解石化，鏡下定名為粗面巖。

樣品FST1--4、FST1--7采集于突泉地區德福屯地區，野外定名為流紋質熔結凝灰巖。巖石樣品FST1--4整體顏色為黃白色(圖4c、d)，具熔結凝灰結構，假流紋構造，巖屑少量，主要為晶屑，其成分主要為石英，基質為火山灰與少量石英。鏡下定名為流紋質巖屑晶屑熔結凝灰巖。

4 巖石地球化學

4.1 主量元素

呼日格組火山巖主量、微量元素及稀土元素數據分析結果見表1。主量元素數據經去水歸一化后[11]，呼日格組火山巖的SiO2含量為52.15%～80.07%；具有高鋁(Al2O3為10.92%～21.53%，平均16.11%)、富堿 (K2O+Na2O平均為7.6%)的特點；在火山巖TAS分類圖解上(圖5)，6個樣品分別落在粗面安山巖、粗面英安巖及流紋巖區域內，與鏡下薄片鑒定一致。樣品大都屬于高鉀亞堿性系列(圖6)，僅粗面巖樣品XLC--8屬于鈣堿性系列。粗面安山巖Mg#較高[12]，而英安巖與流紋巖較低，平均值分別為75.13、33.05和28.90，表現為逐漸降低的趨勢。

4.2 微量元素與稀土元素

呼日格組火山巖的稀土元素標準化配分圖(圖7a、b、c)總體呈與地殼配分曲線相近的LREE富集、HREE虧損的右傾型[13]。呼日格組火山巖的稀土元素總量較低，從中性→中酸性→酸性巖的稀土元素總含量ΣREE分別為63×10-6～86×10-6(平均74×10-6)、 87×10-6～93×10-6(平均 90×10-6)和19×10-6～107×10-6(平均 63×10-6)；粗面安山巖與粗面英安巖的輕重稀土分餾中等，LREE/HREE平均分別為6.82、6.89，(La/Yb)N平均分別為8.64、9.33，具有較弱的銪負異常，δEu 平均值分別為0.95、0.89；而流紋巖的輕重稀土分餾較低，LREE/HREE為2.97，(La/Yb)N為2.72，具有較強的銪負異常，δEu為0.11。

在微量元素原始地幔蛛網圖上(圖7d、e、f)，3種火山巖均表現出明顯富集Rb、K等大離子親石元素、Th、U等高場強元素和LREE，虧損Nb、Ta、P、Ti等高場強元素的特點；而流紋巖表現出大離子親石元素中Ba和Sr具有不同程度的虧損。

圖2 突泉盆地呼日格組地層柱狀圖Fig.2 Histogram of Hurige Formation in Tuquan Basin

圖3 突泉盆地新發屯中侏羅統呼日格組地質剖面Fig.3 Geological section of Middle Jurassic Hurige Formation in Xinfatun, Tuquan Basin

圖4 粗面巖HRG1--2、流紋巖FST1--4宏觀照片及其顯微圖像(4×10)Fig.4 Macro photo and microphotograph of trachyte(HRG1--2)and rhyolite(FST1--4)

5 呼日格組火山巖的巖石成因

5.1 粗面巖、粗面英安巖

突泉盆地周圍發育的粗安巖、粗面英安巖富集LILE、LREE，虧損HFSE等，暗示其巖漿來源于地殼。粗安巖、粗面英安巖的Rb/Sr比值平均值分別為0.13、0.19，與地殼值(0.35)的比值相接近[13]，遠高于原始地幔(0.03)、E--MORB(0.033)和OIB(0.047)的Rb/Sr 比值[14]， Th/Nb值(0.33～0.61，平均為0.51)則與地殼平均值0.44相接近。δEu為0.76～1.15(平均0.92)，其弱負異常暗示其巖漿上侵時斜長石可能發生了分離結晶或源區存在斜長石殘留，應為下地殼部分熔融產物。

圖5 火山巖TAS分類命名圖解Fig.5 TAS diagram for volcanic rocks

圖6 火山巖SiO2-K2O圖解Fig.6 SiO2-K2O diagram for volcanic rocks

樣品號XX2FST1--2FST1--4XLC1--8FST1--7HRG1--2引用數據平均值巖石名稱英安巖粗面安山巖流紋巖粗面安山巖流紋巖粗面英安巖粗面安山巖粗面英安巖流紋巖緯度45°36′32.8″45°29′12.40″45°29′12.40″45°31′32.11″45°29′32.00″45°46′12.20″45°25′08.09″45°26′34.50″45°25′48.35″經度121°39′25.07″121°32′12.40″121°32′12.40″121°21′48.60″121°32′09.50″121°35′42.50″121°33′13.68″121°27′36.08″121°30′22.40″SiO262.8949.5175.0759.1278.7767.7157.7863.5474.29Al2O316.8220.4313.8316.6110.7415.7116.7616.4913.76Fe2O33.465.130.321.960.694.118.426.712.59FeO1.774.010.403.930.510.71CaO4.192.490.122.930.691.022.711.720.27MgO1.585.460.093.160.070.302.220.830.25K2O2.551.425.321.833.833.923.193.135.14Na2O3.894.923.356.082.924.553.584.032.19TiO20.701.200.100.960.070.471.170.750.23P2O50.210.260.010.180.010.130.330.340.04MnO0.100.100.060.120.070.100.090.100.05LOI1.654.831.012.701.371.153.584.032.19Total99.8299.7699.6999.5999.7499.9099.8499.7099.96?SiO264.0652.1576.0861.0280.0768.5760.3865.3875.32?Al2O317.1321.5314.0217.1410.9215.9117.4316.8913.92?Fe2O33.525.400.332.030.704.168.756.872.63?K2O2.601.505.391.893.893.973.333.225.21?Na2O3.975.183.406.272.974.613.744.142.21Cr17.9546.3916.5017.9114.5084.8646.8010.4611.98Co9.2217.430.880.684.0125.5322.337.882.00Ni5.0816.214.677.182.9026.7119.402.764.54Rb39.3621.90136.4092.2986.9648.1675.8378.50145.98Sr503.30298.9039.1646.49465.30459.20368.33345.60100.60Zr156.30183.90213.90219.90258.70181.30203.67217.80295.60Nb7.867.5511.2110.589.556.886.978.088.84Ba701.10394.40285.40235.601313.00318.60629.33823.40542.60Hf4.294.927.136.916.024.445.175.388.92Ta1.951.642.181.691.532.100.490.600.83Pb14.633.697.536.1711.359.3310.1313.5818.96Th4.693.9711.947.465.802.284.435.1611.06U2.222.295.813.362.741.590.651.052.94Y16.1318.1026.9220.3812.3118.2619.6222.3323.45La17.0310.8120.081.4719.9616.4317.7723.0023.18Ce32.5721.0739.762.9334.4035.9246.1354.2856.38Pr4.693.195.510.784.614.916.107.166.52Nd17.3112.5119.162.1615.3519.1825.4328.8623.86Sm4.143.674.721.343.324.425.315.734.63Eu1.030.840.180.041.051.211.391.470.57Gd3.183.104.241.262.353.694.494.843.99Tb0.460.480.730.340.300.510.720.760.69Dy2.522.794.682.781.762.883.874.094.03Ho0.510.570.970.660.370.560.710.760.80Er1.391.622.962.121.141.461.992.152.39Tm0.210.240.440.340.180.210.320.340.41Yb1.301.542.882.401.171.272.022.182.72Lu0.190.220.420.350.170.170.320.350.44

注:主量、微量元素數據由吉林大學測試科學實驗中心測定;*SiO2等主量元素去水歸一化后數據由SINCLAS程序計算得出；Mg#由Geoplot程序計算,

δEu(Eu/Eu*)=Eucn/(Smcn×Dycn)0.5；含量單位：主量元素為%，微量元素為 10-6。

圖7 稀土元素球粒隕石標準化配分圖(a,b,c)與不相容元素原始地幔標準化配分圖(d,e,f)(原始地幔與球粒隕石標準化值來源于文獻[13]，上、下地殼數據值來源于文獻[14]，引用對比數據引自文獻[15])Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a,b,c) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (d,e,f)

5.2 流紋巖

呼日格組流紋巖富集LILE、LREE，大離子親石元素Ba、Sr具有不同程度的虧損，流紋巖Rb/Sr 的比值平均為2.73，可能為加厚下地殼在不同壓力范圍內不同殘留相的物質部分熔融的結果所導致不同巖類Sr含量的變化[16]。δEu為0.10～0.12(平均0.11)， 其強烈的負異常表明巖漿上侵時斜長石發生了分離結晶，P和Sr的負異常則分別說明磷灰石和斜長石可能發生了分離結晶。所以流紋巖是中基性巖漿經歷了斜長石結晶分異的產物，巖漿分異過程中斜長石作為殘留相，從而形成Ba--Sr虧損的流紋巖。

6 呼日格組火山巖形成的構造背景

突泉盆地中侏羅世呼日格組火山巖在logτ-logσ圖解上大都落在造山帶和島弧的構造環境中(圖8)，暗示其形成于碰撞造山的背景下?，F有研究表明中生代期間，整個東北地區處于環太平洋構造和蒙古—鄂霍茨克構造兩種體系的影響中[17--18]。但從現有火山巖研究結果來看，140～165 Ma的火山巖僅在松遼盆地以西的地區有發現，因此研究區中侏羅世火山巖的形成與太平洋板塊俯沖無關，應與蒙古—鄂霍茨克縫合帶的演化有關[5]。而蒙古—鄂霍茨克洋自西向東的剪刀式閉合的特征已成為共識，其東部可能在早白堊世時閉合[19--20]，表明此區域中侏羅世期間正處于蒙古—鄂霍茨克構造體系演化中。同時已有證據表明該區域附近中侏羅世應處于陸殼加厚的過程，例如在冀北—遼西地區，海房溝組之下存在自北向南的逆沖構造所造成的區域性地層不整合[21]，其形成時間為155～158 Ma[22]，所以中侏羅世呼日格組火山巖應處于于蒙古—鄂霍茨克洋閉合碰撞導致的加厚地殼的構造背景下。

注σ=(K2O+Na2O)2/(SiO2-43)(weight%) τ=(Al2O3-Na2O)/TiO2(weight%)。A-非造山帶；B-造山帶和島弧環境；C-A，B區所派生的堿性巖(粗面巖、響巖和堿玄巖等)，其中鈉型系列與A區有關，鉀型系列與B區有關。圖8 logτ-logσ圖解Fig.8 Diagram for logτ-logσ

同區域的瑪尼吐組火山巖形成于早白堊世初期(138.0±3.0 Ma)[15]，對應于鄂霍茨克洋的閉合碰撞造山的晚期階段。呼日格組與瑪尼吐組兩套中酸性火山巖相近的地球化學特征表明大興安嶺中段中侏羅世至早白堊世期間可能同處于蒙古—鄂霍茨克洋影響的構造背景下。

綜上所述，大興安嶺中段突泉盆地發育的呼日格組及其同期火山巖可能是蒙古—鄂霍茨克洋向南俯沖的碰撞造山構造背景下導致區域的陸殼加厚，隨后基性巖漿底侵加厚的下地殼部分熔融，熔融巖漿向上運移過程中經分離結晶后最終形成呼日格組中酸性火山巖。

7 結論

(1)大興安嶺中段的突泉盆地呼日格組中侏羅世火山巖為一套高鉀鈣堿性系列的中酸性火山熔巖，其化學成分顯示為粗安巖、粗面英安巖和流紋巖。

(2)呼日格組火山巖虧損Nb、Ta、P、Ti等高場強元素，富集Rb、K等大離子親石元素和LREE等地球化學證據表明其可能為下地殼部分熔融后分離結晶的產物，大興安嶺中段中侏羅世呼日格組火山巖的形成應處于蒙古—鄂霍茨克洋閉合造山階段碰撞導致的陸殼加厚的構造背景下。