大興安嶺北部新林地區早侏羅世火山巖的發現及其地質意義

劉 濤，吉 峰，王文東，王久懿，趙喜東

1.中國地質調查局哈爾濱自然資源綜合調查中心，黑龍江哈爾濱 150086；2.大慶油田第三采油廠地質研究所，黑龍江 大慶 163000

0 引言

大興安嶺中生代火山巖呈北北東向疊加于近東西向的古亞洲洋構造域陸相火山巖之上.大興安嶺中生代火山巖帶火山地層的劃分始于20世紀70年代，由于工作單位較多、工作年代不同，加之研究方法各異及工作地域所限，建立了較多的地層單位.以往工作對這套火山巖的研究程度較低，但多數研究者認為其噴發活動始于塔木蘭溝組（J2-3t），結束于早白堊世甘河組（K1g，黑龍江）、梅勒圖組（K1m，內蒙古）.近些年對大興安嶺北部開展的1∶5萬礦產資源調查，特別是鋯石U-Pb微區測年方法的應用，對這套中生代陸相火山巖的形成時代、巖石地球化學及成因等方面有了全新的認識.有關這套中生代火山巖形成的構造背景主要有古太平洋板塊俯沖，蒙古-鄂霍次克洋演化和地幔柱成因3種觀點.

2013—2015年在大興安嶺新林地區戰備村一帶開展的中國地質調查局1∶50 000區域地質礦產調查①武警黃金第三支隊.1∶50 000戰備村幅、二中隊幅區域地質礦產調查報告.2015.工作中，對出露于該區曼拉開河上游南岸的酸性火山巖采集了兩件鋯石U-Pb微區測年樣品.第一件樣品（PM004TC96）地理坐標為124°02′50″E，51°52′44″N；第二件樣品（PM004TC60）地理坐標為124°01′47″E，51°51′44″N.測年結果表明該區出露有一套早侏羅世酸性火山巖.

1 區域地質概況

研究區古生界出露區屬于東亞造山帶東段，中生界出露于東亞大陸邊緣大興安嶺中生代火山巖帶的北段.研究區域位于額爾古納地塊與興安陸緣增生帶（造山帶）結合帶的額爾古納地塊一側，中生代大興安嶺火山巖帶北東東向上疊于額爾古納地塊-興安陸緣增生帶（造山帶）之上.

1.1 額爾古納地塊

額爾古納地塊主要由新元古代興華渡口巖群（Pt3Xh）和新元古代侵入巖構成［1］.此外，額爾古納地塊上還大規模發育有510～450 Ma花崗巖類［2］.興華渡口巖群主要巖石類型有斜長角閃巖、變粒巖、淺粒巖、片巖、大理巖，經歷了低角閃巖相變質作用，普遍發育混合巖化［2-3］.巖石組合上，下部為鈣堿性的基性—中酸性火山巖建造，上部為陸屑-碳酸鹽巖復理石沉積建造，反映了活動大陸邊緣的構造環境［4-5］.新元古代侵入巖組合為輝長巖（Pt3υ）、石英二長閃長巖（Pt3ηδ）、花崗閃長巖（Pt3γδ）、花崗巖（Pt3γ）.額爾古納地塊與興安陸緣增生帶（造山帶）以新林-喜桂圖旗深斷裂相隔［6］.

1.2 興安陸緣增生帶（造山帶）

興安陸緣增生帶（造山帶）曾被部分學者稱為興安地塊，近些年隨著研究程度的深入［7-14］，將傳統認為的變質基底確認為中生代大興安嶺隆升相伴產出的變質核雜巖.興安陸緣增生帶（造山帶）是額爾古納地塊向南增生的產物.

早—中奧陶紀，于多寶山一帶形成島弧，銅山組、多寶山組為典型的島弧產物，研究區東部的興隆地區相當于弧后盆地.中奧陶紀之后，古亞洲洋演化進入了殘余（洋）盆地階段，各個殘余盆地的規模、大小不一，演化特征也不盡相同，盆地的消亡、陸-陸碰撞的時限不盡相同.早石炭世末，研究區內古亞洲洋全域封閉，完成了其演化歷史.

1.3 大興安嶺中生代火山巖帶

大興安嶺中生代火山巖帶是大陸構造的產物.對大興安嶺中生代火山巖地層的系統對比始于20世紀80年代各省（區）編制的地質志，之后經歷各省（區）的巖石地層清理.2013年武警黃金三支隊開展大興安嶺富西里地區地質礦產調查工作時②武警黃金第三支隊.1∶50 000十里長嶺幅、富西里幅、陡岸山幅、瓦拉里幅地質礦產調查報告.2013.，提出新的對比方案［9］（表1）.

表1 大興安嶺中生代火山巖地層對比新方案Table 1 Correlation of the Mesozoic volcanic strata in Daxinganling Mountains

研究區位于北北東向大興安嶺中生代火山巖帶的東北端，大烏蘇地區被大興安嶺中生代火山巖覆蓋全區（圖1）.區內自西南向東北主要出露有塔木蘭溝組中基性火山巖、滿克頭鄂博組（J3m）酸性火山巖、瑪尼圖組（J3mn）中性火山巖和零星分布的白音高老組（K1b）中酸性火山巖，在圖幅西南部的塔木蘭溝組下部出露一套酸性火山巖（現命名為戰備村組）.

圖1 大興安嶺新林地區地質圖Fig.1 Geological map of Xinlin area in Daxinganling Mountains

近年來，單顆粒鋯石原位微區U-Pb定年方法的應用，為大興安嶺造山帶中生代火山巖的研究、對比創造了新的契機.

2 早侏羅世火山巖特征

2.1 巖石學特征

早侏羅世戰備村組（J1z）主要由酸性火山巖組成，樣品采自新林區曼拉開河上游南岸PM004剖面（圖2）.巖石類型為一套淺灰、灰白色流紋質火山碎屑巖及部分流紋巖、碎屑熔巖夾少量沉凝灰巖（圖3），巖石多見石英晶屑和石英斑晶，不同程度發育絹云母化和碳酸鹽化，成層性較好.火山碎屑巖主要為含角礫熔結凝灰巖，角礫成分主要為花崗巖、流紋巖.

圖2 新林區曼拉開河上游南岸侏羅系戰備村組剖面圖（PM004）Fig.2 Profile of Jurassic Zhanbeicun Formation on the south bank of Manlakai River in Xinlin area

圖3 早侏羅世火山巖露頭及標本Fig.3 Outcrop and specimen of the Early Jurassic volcanic rocks

第一件鋯石U－Pb微區測年樣品（PM004TC60）巖性為絹英巖化流紋巖，斑狀結構，基質為霏細—顯微晶質結構，局部具粒狀變晶結構（后期蝕變特征），致密塊狀構造.礦物成分，斑晶為石英、少量鉀長石等.其中，石英呈他形粒狀，邊緣熔蝕呈渾圓狀、港灣狀，無色透明，顆粒大小為0.3～1.6 mm，含量為3%；鉀長石為正長石，自形—半自形板狀、板粒狀，邊緣具熔蝕現象，顆粒晶面泥化、弱絹云母化而較為混濁，多數不顯雙晶，少數可見卡氏雙晶較模糊顯示，顆粒大小為0.2～1.8 mm，含量為2%.基質由霏細狀—顯微晶質的長石、石英，鑲嵌粒狀石英集合體和少量金屬礦物磁鐵礦等組成.其中鑲嵌粒狀石英集合體呈不規則狀雜亂分布，系弱硅化的產物，含量約為95%.手標本發育少量孔洞，呈不規則狀，孔壁生長石英晶簇，構成晶洞、晶簇構造.

第二件鋯石U-Pb微區測年樣品（PM004TC96）巖性為弱硅化流紋巖，斑狀結構，基質為霏細—顯微結構，由于遭受后期絹云母化蝕變，局部表現為晶質鱗片粒狀變晶結構，致密塊狀構造.礦物成分，斑晶為鉀長石、斜長石，少量石英等.其中，鉀長石為正長石，呈半自形—他形板粒狀，顆粒晶面泥化而較為混濁，顆粒大小為0.2～1.0 mm，含量為2%；斜長石為更-中長石，自形—半自形板狀、板粒狀，顆粒晶面泥化而較為混濁，細而密的聚片雙晶較模糊顯示，顆粒大小為0.2～1.0 mm，含量為1%；石英多熔蝕成次圓狀、不規則狀，無色透明，顆粒大小為0.2～0.3 mm，少量.基質由次圓狀、不規則狀石英或石英集合體、鱗片狀絹云母、部分隱晶質及少量磁鐵礦等組成，以混晶集合體的形式分布，含量為97%.

2.2 鋯石LA-ICP-MS年代學

2.2.1 分析方法

測試樣品在河北省區域地質調查研究所進行粉碎、分選，挑選出晶形和透明度較好、無明顯裂痕和包裹體的鋯石顆粒，進行透射光和后射光圖象的采集；在國土資源部華北礦產資源監督檢測中心進行鋯石陰極發光（CL）圖像的采集.鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析在國土資源部華北礦產資源監督檢測中心進行，使用標準鋯石91500進行分餾校正，標準鋯石TEMORA1作為未知樣品測定，獲得的年齡為415±4 Ma.激光束束斑為30μm.實驗獲得的數據采用Andersen［15］的方法進行同位素比值校正，以扣除普通Pb的影響，然后用ISOPLOT宏程序進行年齡諧和圖的生成和處理，所給定的同位素比值和年齡的誤差（標準誤差）在1σ水平.

2.2.2 鋯石特征

絹英巖化流紋巖（PM004TC60）中鋯石在陰極發光圖像（圖4a）上多呈短柱狀，少數呈長柱狀，長50～100μm，長寬比為2∶1～1∶1.多數鋯石發育震蕩環帶，顯示出巖漿鋯石的特點.該樣品共測試31個測點，主要選擇在震蕩環帶區域，測試結果如表2（掃描首頁OSID二維碼可見）.31個鋯石的Th/U比值20號測點為0.063，其他在0.315～0.854之間，表明為巖漿鋯石.31個鋯石的206Pb/238U、207Pb/235U、207Pb/206Pb三組年齡值差別很大，表現為206Pb/238U＜207Pb/235U＜207Pb/206Pb，表明鋯石U-Pb體系自形成以來未能保持封閉狀態，可能遭受后期熱液改造，導致放射性Pb大量丟失，為典型的不諧和年齡.諧和圖上測點偏離諧和線右側，與諧和線相交年齡為192.0±1 Ma，MSWD=1.2（圖5a），為流紋巖噴出后的冷卻結晶年齡.

圖4 戰備村組流紋巖鋯石陰極發光圖像及年齡Fig.4 CL images and ages of zircons from the rhyolites of Zhanbeicun Formation

弱硅化流紋巖（PM004TC96）中鋯石在陰極發光圖像（圖4b）上多呈短柱狀，少數呈長柱狀，長50～100μm，長寬比為2∶1～1∶1.鋯石發育震蕩環帶，顯示出典型巖漿鋯石的特點.該樣品共測試32個測點，主要選擇在震蕩環帶區域，測試結果如表3（掃描首頁OSID二維碼可見）.32個鋯石的測試結果Th/U比值介于0.3023～1.4158之間，均大于0.3，表明這些鋯石為巖漿鋯石.32個鋯石的206Pb/238U、207Pb/235U、207Pb/206Pb三組年齡值中，206Pb/238U與207Pb/235U值基本一致，而207Pb/206Pb則較前二組年齡略偏差±（10～15）Ma，表明鋯石遭受了后期熱液改造.其協和年齡為178.0±1 Ma（圖5b），系微量放射性Pb丟失的結果.其結晶冷卻年齡應與絹英巖化流紋巖時代相近.測點12、15、21的206Pb/238U年齡分別為363.0±4、231±2、259.0±3 Ma，可能為捕獲的老鋯石.

圖5 戰備村組流紋巖鋯石LA－ICP－MSU－Pb諧和年齡圖Fig.5 The zircon LA-ICP-MSU-Pb concordia diagram of rhyolites from Zhanbeicun Formation

2.3 巖石化學特征

2.3.1 主量元素

主量元素分析結果見表4.測試樣品的主量元素含量與中國流紋巖平均值相比，SiO2、MgO、CaO、Na2O含量偏高，TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO含量偏低，K2O和P2O5則接近.

表4 戰備村組流紋巖主量元素特征表Table 4 Contents of major elements in rhyolites from Zhanbeicun Formation

火山巖的SiO2含量為77.49%～77.73%（高硅）；Al2O3為12.08%～12.77%，較正常流紋巖的含量低；全堿含量（Na2O+K2O）為6.89%～8.43%，富鉀（K2O 4.88%～6.03%），低鈉（Na2O 1.92%～2.12%），K2O/Na2O為2.54～2.84；A/CNK為1.223～1.460，A/NK為1.245～1.513；MgO含量為0.10%～0.38%，而Mg＃值為0.43～0.73.

在TAS圖（圖6a）上投于流紋巖區，位于Irvine分界線以下（亞堿性區），在A/NK-A/CNK圖（圖6b）上投于過鋁質區，在K2O-SiO2圖（圖6c）上投于鉀玄巖系列及高鉀鈣堿性巖系列，在K2O-Na2O圖（圖6d）上投于高鉀質區.

圖6 戰備村組流紋巖分類判別圖解Fig.6 The discrimination diagrams of rhyolites from Zhanbeicun Formation

值得注意是，火山巖MgO含量（0.10%～0.38%）和Mg＃值（0.43～0.73）可能暗示著該巖石具有原生基性巖漿的屬性（玄武質原生巖漿Mg＃=0.65～0.75），后經后期巖漿分異作用演化為酸性巖漿.

CIWP標準礦物計算結果為：石英42.27%～47.69%，為石英過飽和巖石，可能系蝕變結果；鈣長石0.27%～0.76%，鈉長石16.49%～18.13%，正長石29.26%～36.02%；剛玉2.38%～4.12%；紫蘇輝石0.25%～0.96%；金紅石0.02%～0.03%；鈦鐵礦0.15%～0.20%，赤鐵礦0.47%～0.48%；磷灰石0.03%～0.04%.剛玉的出現表示巖石為鋁過飽和系列，而紫蘇輝石的出現則暗示其系基性巖漿演化為酸性巖漿的產物，副礦物金紅石及磷灰石的出現可能反映源區特征.

另外，固結指數（SI）為1.14～4.93，液相線溫度為684～694℃，堿度率（AR）為3.21～4.71，組合指數（σ43）為1.33～1.92，分異指數（DI）為93.44～96.42.

2.3.2 稀土、微量元素

稀土、微量元素分析結果見表5.一般來說微量元素多為非活動性元素，這類元素不易遷移，即使在風化、蝕變的條件下尚能完整地保留在原來的巖石中，所以較能反映原來巖石的微量元素特征.樣品稀土總量較低，ΣREE為81.84×10-6～110.32×10-6，與玄武巖的平均值（99×10-6）相近，暗示著巖石系基性巖漿經分異演化成酸性巖漿；輕重稀土分餾明顯，（La/Yb）N為36.87～40.19之間，表明巖漿經歷過分異-演化作用；輕稀土分餾系數（La/Sm）N為9.92～11.76，重稀土分餾系數（Gd/Yb）N為2.34～2.45；中等銪負異常，δEu值為0.54～0.57之間，表明源區有斜長石殘留或參與分異結晶作用；δCe值為0.87～0.88.

表5 戰備村組火山巖稀土、微量元素特征表Table 5 Contents of REEs and trace elements in rhyolites from Zhanbeicun Formation

稀土元素配分模式圖（圖7a）表現為輕稀土元素富集的右傾特征，輕重稀土分異程度較高，重稀土分布相對較為平坦，暗示著巖漿經歷了一定的演化過程.微量元素蛛網圖（圖7b）表現為低Sr、Ba、P、Ti（谷）和相對高K、Rb、Th（峰）的特征.

圖7 戰備村組流紋巖球粒隕石標準化稀土元素分布模式和球粒隕石標準化微量元素蛛網圖（據文獻［21-22］）Fig.7 Chondrite-normalized REEpatterns and primitive mantle-normalized trace element spidergramof rhyolitesfrom Zhanbeicun Formation（From References［21-22］）

3 火山巖巖漿源區及形成環境討論

大興安嶺中生代流紋巖類劃分為高Ti流紋巖和低Ti流紋巖.高Ti流紋巖類與亞堿性系列玄武巖類緊密伴生，兩者在地球化學上構成連續變異系列；而低Ti流紋巖類則與堿性系列玄武巖類構成地球化學雙峰態.這兩類流紋巖的巖相學和地球化學特征為：起源于地幔柱虧損成分的亞堿性系列玄武巖漿經過單斜輝石、斜長石、磷灰石、鋯石的分離結晶，形成亞堿性系列低鉀玄武巖→高鉀玄武巖→高Ti流紋巖演化系列；起源于地幔柱富集成分的堿性系列玄武巖漿侵入下地殼，使下地殼巖石發生部分熔融，形成堿性系列玄武巖-低Ti流紋巖雙峰態組合［23］.

根據巖石學和微量元素地球化學特征，可將大興安嶺地區晚侏羅世—早白堊世流紋巖類劃分為Ⅰ型流紋巖和Ⅱ型流紋巖.稀土和微量元素特征為：Ⅰ型流紋巖呈右傾的稀土分布曲線，不相容元素以強烈富集Rb、Ba、Th、K和虧損Sr、Ti、P、Nb為特征，其形成與鈣堿性系列玄武巖漿的結晶分異作用有關；Ⅱ型流紋巖具有與大陸裂谷流紋巖一致的稀土和不相容元素分布模式，以Ba、Sr的強烈虧損與Ⅰ型流紋巖相區別，與堿性系列玄武巖類構成雙峰式火山巖組合，其成因與地殼巖石的非理想熔融作用相聯系.兩類流紋巖的形成與地幔柱上涌導致上覆巖石圈伸展作用有關.高Ti流紋巖和低Ti流紋巖分別相當于Ⅰ型流紋巖和Ⅱ型流紋巖［24］，也就是說，大興安嶺地區流紋巖的成因為兩種，即鈣堿性系列玄武巖漿的結晶分異作用和大陸裂谷成因（雙峰式）流紋巖.

本次研究的新林地區早侏羅世流紋巖的微量元素特征與高Ti和低Ti兩類流紋巖及大陸流紋巖對比見表6.對比結果顯示，研究區早侏羅世流紋巖，大多數特征與高Ti流紋巖相近，可能為鈣堿性系列玄武巖漿結晶分異作用的產物.

表6 流紋巖微量元素特征對比表Table 6 Comparison of trace element characteristics between rhyolites of different regions

結合前述，MgO含量（0.10%～0.38%）、Mg＃值（0.43～0.73），以及CIWP標準礦物中出現紫蘇輝石（0.25%～0.96%），也佐證新林地區早侏羅世流紋巖系基性巖漿的分異演化而來.

該區原劃為中—晚侏羅世塔木蘭溝組的中基性火山巖進行的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學研究，其中2件粗安巖年齡分別為185.8±8.1、196.8±2.1 Ma，玄武安山巖年齡為196.3±2.7 Ma，表明在在盤古林場一帶也發育一套早侏羅世堿性、中基性火山巖［25］.其巖石地球化學特征與新林地區出露的流紋巖非常類似，即顯示富集Ba、K、La、Ce、Sr、Zr等大離子親石元素和輕稀土元素，虧損Th、Nb、P、Zr、Ti等高場強元素和重稀土元素特征，佐證了新林地區出露的流紋巖為雙峰式火山巖的酸性端元.

4 結論

（1）大興安嶺北部新林地區戰備村一帶新發現早侏羅世酸性火山巖，其成巖時代為早侏羅世（192.0±1 Ma）.

（2）近年來，大興安嶺地區已有早侏羅世火山巖的報道.李中會等［19］在滿歸鎮（大興安嶺西坡）建立的滿歸變中酸性火山巖（J1m），鋯石U-Pb LA-ICP-MS同位素年齡為199±1 Ma.也就是說，新林地區（大興安嶺東坡近嶺脊）早侏羅世酸性火山巖的出露并非是孤立的單一事件.

（3）上黑龍江漠河盆地盤古林場出露的早侏羅世堿性、中基性火山巖的發現，表明根據地球化學特征推斷其巖漿成因是有可行的.

（4）本次發現的早侏羅世酸性火山巖系基性巖漿的分異演化產物，暗示著大興安嶺中生代火山巖始于上地幔底侵作用（可能系地幔柱上涌的結果）.