2023, Vol. 32
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大兴安岭地区位于中亚造山带东段，该区以广泛发育的显生宙花岗质侵入体为特征[1]. 20世纪80年代以来，众多学者认为大兴安岭地区这些花岗质侵入体是古生代板块俯冲-碰撞不同阶段的产物[2-3]. 大兴安岭地区大面积分布的中生代花岗岩是中国东北地区岩浆岩的重要组成部分，其形成与演化过程对于了解中生代构造演化历史具有重要意义[1, 4]. 近年来已发表的高精度年代学研究结果证实大兴安岭地区的花岗质侵入体主要形成于中生代. 目前，关于大兴安岭中生代岩浆作用相关的地球动力学机制问题尚存较大争议，广泛发育的中生代花岗岩及火山岩是古太平洋板块俯冲作用的产物，还是蒙古－鄂霍次克洋南向俯冲作用的结果?笔者选择大兴安岭西段特格乌拉地区晚侏罗世花岗斑岩作为研究对象，通过对正长花岗斑岩的年代学、地球化学特征的研究，为该区的晚侏罗世岩浆作用及大地构造背景环境提供佐证.
1 地质概况与岩石学特征中国东北地区位于中亚造山带的东延部分，主要由一系列不同属性的微陆块和缝合带拼贴而成，自北向南依次为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩－张广才岭地块、佳木斯－兴凯地块和那丹哈达地体[4]（图 1a）. 额尔古纳地块作为东北地区重要组成部分，古生代主要遭受古亚洲洋构造域的改造作用，中生代又经历古太平洋板块的西向俯冲作用，同时可能遭受蒙古－鄂霍次克洋构造域的叠加改造作用，岩浆活动剧烈，盆岭构造发育，具有复杂的构造演化历史[5-7].
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图 1 研究区大地构造位置及地质简图 Fig.1 Tectonic location and geological sketch map of the study area a—东北地区大地构造图（tectonic map of Northeast China）；b—特格乌拉地区地质图（geological map of Tegewula area）；1—全新统（Holocene）；2—早白垩世沉积岩（Early Cretaceous sedimentary rock）；3—晚侏罗世火山岩（Late Jurassic volcanic rock）；4—中侏罗世火山岩（Middle Jurassic volcanic rock）；5—晚侏罗世侵入岩（Late Jurassic intrusive rock）；6—角度不整合界线（angular unconformity）；7—喷发不整合界线（boundary of eruptive unconformity）；8—采样位置及编号（sampling position and number）；①喜桂图－塔源断裂（Xiguitu-Tayuan fault）；②贺根山－黑河断裂（Hegenshan-Heihe fault）；③索伦－西拉木伦－长春缝合带（Solon-Xar Moron River-Changchun suture zone）；④赤峰－巴彦断裂（Chifeng-Bayan fault）；⑤敦化－密山断裂（Dunhua-Mishan fault）；⑥伊通－依兰断裂（Yitong-Yilan fault）；⑦嘉荫－牡丹江断裂（Jiayin-Mudanjiang fault） |
研究区构造位置处于额尔古纳地块南西端新巴尔虎右旗特格乌拉一带，区内出露的地层主要为中生代地层，包括中—晚侏罗世塔木兰沟组（J2tm）、满克头鄂博组（J3mk）、玛尼吐组（J3mn）和早白垩世白音高老组（K1b）、梅勒图组（K1m）、大磨拐河组（K1d），由安山岩、流纹岩、火山碎屑岩等组成. 同时，研究区内还见有燕山期花岗斑岩（γπK1），呈岩基产出（图 2a）. 岩石呈浅肉红色，具斑状结构，基质微粒花岗结构，块状构造. 斑晶由正长石10%~15%、斜长石4%~7%、石英5%~8%、黑云母少量等组成，粒径在0.3~2.5 mm之间，部分呈聚斑或联斑. 正长石呈板状，泥化，具卡氏双晶；斜长石为板条状，具聚片双晶，高岭土化、绢云母化；石英为他形粒状，部分边部发生了熔蚀；黑云母为鳞片状，发生了分解，有铁质析出. 基质由正长石50%~60%、斜长石5%、石英15%~20%、绢云母少量、磁铁矿少量等组成，粒径在0.1~0.15 mm之间，部分正长石、石英呈文象状交生（图 2b）.
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图 2 花岗斑岩野外及镜下照片 Fig.2 Field and microscopic photographs of granite porphyry a—花岗斑岩野外照片（photograph of granite porphyry）；b—花岗斑岩镜下照片（micrograph of granite porphyry）；Pl—斜长石（plagioclase）；Kf—钾长石（K-feldspar）；Q—石英（quartz） |
花岗斑岩的样品采自特格乌拉一带，在野外基岩露头处采集锆石测年样品（TW4513），取样坐标为48°06'50″N，116°45'23″E. 锆石分选由内蒙古自治区地质调查院重点实验室挑选完成，锆石阴极发光照相和LA－MC－ICP－MS锆石U－Pb同位素定年在中国地质调查局天津地质调查中心实验室完成. 样品采用常规方法进行粉碎，将岩石粉末进行淘洗，保留住重砂矿物，用电磁法进行分选，最后在双目镜下选出晶形较好的锆石；然后将锆石固定在配比好的树脂面上，进行打磨抛光直至露出锆石，在北京离子中心实验室制靶. 对测试的锆石进行透反射光和阴极发光照相，确定所测锆石的位置. 利用193 nm激光器对锆石进行剥蚀，激光剥蚀的斑束一般为32 μm，对锆石进行U－Pb同位素定年，采用标准锆石TEMORA作为锆石标样计算锆石样品年龄，利用标准玻璃NIST610作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量；详细的实验原理和流程见文献[8-9]. 采用ICP－MSDataCal程序[9]和Isoplot（ver3.0）程序[10]进行数据处理.
研究区花岗斑岩共采集4件化学分析样品，全岩主微量元素分析在中国地质调查局天津地质调查中心完成. 主量元素分析采用帕纳克公司生产的PW2400/40型X射线荧光光谱仪，利用X射线荧光光谱法测定：将质量比为1: 10试料与无水混合熔剂熔融，以硝酸铵为氧化剂，加入少量的溴化锂做脱模剂. 在熔样机上用1 150 ℃熔融，制成玻璃状样片再用X射线荧光光谱仪进行测量，各元素均用理论α系数校正元素间的吸收－增强效应，分析精度和准确度优于5%，置信度在95%范围内. 微量及稀土元素分析采用美国热电公司X2型等离子体质谱仪，利用封闭酸溶－电感耦合等离子体质谱法测定：封闭溶液器中，在高温高压下用硝酸和氢氟酸长时间溶样，高倍稀释后用ICP－MS测定，分析精度和准确度一般优于10%，置信度在95%范围内.
3 分析结果 3.1 LA－ICP－MS锆石U－Pb定年花岗斑岩锆石阴极发光（CL）图显示，锆石具有较好的晶形，多呈四方柱状，长宽比为2∶1，明显发育震荡环带（图 3a）；Th/U比值均大于0.4，具有典型岩浆成因[11-12]. 该样品共测试了30点（表 1，扫描首页OSID二维码可见），多数位于U－Pb谐和线上及附近（图 3b），但仍有不少数据偏离谐和曲线较远，而导致207Pb/235U比值偏高原因可能是与普通铅的影响有关，另外还有6个测试点206Pb/238U年龄较大，可能为捕获的早期岩浆锆石. 其余数据点分布相对集中，206Pb/238U比值集中在143~151 Ma之间，加权平均年龄为145.9±1.2 Ma（MSWD=1.7），代表岩石形成时代为晚侏罗世.
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图 3 特格乌拉地区花岗斑岩锆石阴极发光及锆石U－Pb年龄谐和图 Fig.3 CL images of selected zircons and zircon U-Pb concordia diagram of granite porphyry in Tegewula area |
特格乌拉地区花岗斑岩的地球化学分析结果如表 2（扫描首页OSID二维码可见）. 从分析结果可以看出，主量元素整体表现高硅、富碱的特点. 其中SiO2为76.31%~76.82%，平均值为76.57%；Al2O3 12.42%~12.7%，平均值为12.53%；K2O 4.92%~5.23%，平均值为5.10%；Na2O含量为3.56%~3.70%，平均值为3.64%；全碱（Na2O+K2O）介于8.48%~8.91%之间，平均值为8.74%. K2O/Na2O为1.38~1.42，TiO2 0.12%~0.13%，TFeO 0.52%~0.88%，MgO 0.1%~0.11%，P2O5 0.02%~0.036%. 样品的里特曼指数（σ）在2.12~2.38之间，平均值为2.27，属于钙碱性系列. 在SiO2－K2O分类图解（图 4a）中，样品均属于高钾钙碱性系列[13]. 在A/CNK－A/NK图解（图 4b）中，样品表现为准铝质－弱过铝质系列特征[14]，相应的铝饱和指数（A/CNK值）为1~1.07.
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图 4 SiO2-K2O图解和A/CNK-A/NK图解 Fig.4 The SiO2－K2O and A/CNK-A/NK diagrams |
特格乌拉地区花岗斑岩的稀土总量ΣREE为54.02×10－6~94.20×10－6，平均为73.19×10－6，低于陆壳平均值154.7×10－6. 其中轻稀土LREE总量为54.00×10－6~90.21×10－6，平均为69.20×10－6；重稀土HREE总量为3.09×10－6~5.26×10－6，平均3.99×10－6. LREE/HREE值为14.79~22.63，（La/Yb）N为18.56~39.38，（Ce/Yb）N为11.32~24.88，表明轻稀土元素（La、Ce、Pr）富集，重稀土元素（Tm、Yb、Lu）相对亏损，轻重稀土分馏明显. 在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图（图 5a）上[15]，配分曲线呈不对称的右倾“海鸥”型. δEu值变化在0.17~0.23，具有明显负Eu异常，暗示岩浆演化过程中有斜长石从岩浆中结晶分离出来或在部分熔融作用过程中有斜长石残留在源区[16]. 特格乌拉地区花岗斑岩从全岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（图 5b）[17]中可以看出，具有相似的微量元素特征，微量元素分配形式整体上富集Rb和K，相对富集高场强元素Th、Zr等，明显亏损大离子亲石元素Ba、Sr、P和Ti，可能与岩浆演化过程中斜长石和磷灰石的分离结晶作用有关[18].
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图 5 样品稀土元素球粒陨石标准化配分和微量元素原始地幔标准化蛛网图 Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spidergrams of samples |
前人对研究区花岗斑岩的研究主要集中在岩石学和岩相学方面，并通过岩体的侵入关系以及岩石类型的对比认为特格乌拉岩体是燕山期岩浆活动的产物[19]. 考虑到上述结论缺乏可靠的同位素年代学的制约，因此不能准确反映岩浆的侵位结晶时代. 本研究的样品中锆石多为自形－半自形晶，岩浆振荡型环带发育，锆石的U、Th、Pb含量及比值均显示为岩浆成因，所获得的年龄代表了岩体的形成时代. 定年结果表明，大部分锆石U－Pb谐和年龄集中在143~151 Ma之间，加权平均计算结果显示特格乌拉岩体花岗斑岩的年龄为145.9±1.2 Ma，形成于晚侏罗世晚期.
4.2 花岗斑岩成因依据源区特征和构造背景，花岗岩的成因分类可划分为I型、S型、M型和A型，为花岗岩的相关研究提供新的思路[20-21]. 上述研究表明特格乌拉地区晚侏罗世花岗斑岩具有高硅、富碱、贫铁和贫镁的地球化学属性，并且富集大离子亲石元素Rb、K和高场强元素Th、U，亏损高场强元素Nb、Ta、Ti和P，表明其与大陆地壳物质具有明显的亲缘性. 结合花岗斑岩中少量的捕获锆石，因而可以排除其属于M型花岗岩的可能. 其次，特格乌拉地区晚侏罗世花岗斑岩属于准铝质－弱过铝质系列，岩相学研究也并未发现典型的过铝质矿物，如红柱石、堇青石、白云母和石榴子石等，反而出现黑云母、角闪石和榍石等矿物组合类型，表明其并不属于S型花岗岩[20]. 同时，样品表现出P2O5和SiO2的负相关以及Rb和Th的正相关（表 2）[22]，因此初步推断大兴安岭特格乌拉地区晚侏罗世花岗斑岩可能为I型或A型花岗岩. 而在区分A型和I型花岗岩判别图解上[21]，样品点基本上落在了高分异的I型花岗岩区（图 6），且在主量元素分析表上，全铁含量（0.52%~0.88%）相对较低，有别于A型花岗岩富铁的特性，而且花岗斑岩锆石饱和温度在699.670~715.413 ℃之间，低于A型花岗岩的锆石饱和温度[23]，表明研究区内花岗斑岩可能属于高分异的I型花岗岩. 另外特格乌拉地区花岗斑岩具有Sr、Ba、Ti、Nb和Eu的明显负异常，暗示岩石形成时具有强烈分异的分离结晶作用存在. 张旗等[24]将具低Sr、高Yb为特点（Sr含量为40.90×10－6~50.00×10－6、Yb为0.47×10－6~0.92×10－6）的这种类型岩石称为“南岭型”花岗岩，一般形成于正常至减薄的地壳厚度下，其残留相主要为斜长石和角闪石.
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图 6 特格乌拉地区花岗斑岩成因类型判别图解(据文献[20]) Fig.6 Genetic discrimination diagrams for granite porphry in Tegewula area (After Reference [20]) A-A型花岗岩(A-type granite); FG--分异的I、S型花岗岩(differentiated I-and S-type granites); 0GT-未分异的I.S、M型花岗岩(undifferentiated I-, S- and M-type granites) |
研究区的花岗斑岩的主量元素具有高硅、富钾和贫镁、钙、铁的岩石化学特点，其过渡元素的含量也相对较低，说明其原始岩浆应该起源于陆壳物质的部分熔融[25-26]. 同时，在微量元素蛛网图中，岩石富集大离子亲石元素（LILE）Rb、K，高场强元素（HFSE）Th、Zr、U、Hf等，而亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素（HFSE），这些元素地球化学组成表示其与大陆地壳物质具有明显的亲缘性[27].
由幔源与壳源岩石产生的岩浆，其微量元素比值有显著差别[28]. 岩石Rb/Sr的比值为5.56~6.63，平均值为6.16，明显高于原始地幔（0.03）、E-MORB（0.033）及OIB（0.047）的Rb/Sr值，属壳源岩浆范围（>0.5）[17, 29]；Ti/Zr=10.25~11.39，平均值为10.89，亦属于壳源岩浆范围（< 20）；Nd/Th为0.77~0.98，平均值为0.87，明显区别于幔源岩石（>15）；（Rb/Nb）N比值为8.95~10.61，平均值为10.02，明显高于大陆的（Rb/Nb）N比值2.3~4.8，也表现出了壳源岩浆的成分特征[30]. 综上分析，特格乌拉晚侏罗世花岗斑岩可能来源于地壳中火成岩的部分熔融.
4.3 花岗斑岩形成的构造背景关于大兴安岭地区晚侏罗世时期处于伸展环境许多学者已有共识[31-33]. 特格乌拉地区晚侏罗世花岗斑岩以高钾钙碱性系列为主，以富碱为特征，负Eu异常明显，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有造山后花岗岩的地球化学特征[34]. 在（Y+Nb）－Rb图解和R1－R2判别图解（图 7）上，样品均落入后碰撞和造山期后附近，亦显示特格乌拉地区晚侏罗世花岗斑岩可能形成于造山期后伸展构造背景.
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图 7 特格乌拉地区花岗斑岩构造环境判别图解(据文献[2]) Fig.7 Tectonic environment discrimination diagrams for granite porphyry in Tegewula area (After Reference [2]) ①地幔分异产物(mantle diferentiation); ②活动板块边缘碰撞前(pre-collision of active plate margin); ③碰撞后隆起期(pst-ollisional uplft); ④造山晚期(late of orogeny); ⑤非造山区(anorogenie area); ⑥同碰撞(syn-ollision); ⑦造山期后(post-orogeny) |
关于大兴安岭地区伸展环境的形成机制，不同的学者存在不同的认识：有些学者认为与地幔柱或软流圈上涌有关[35-37]；还有一些学者认为是形成于古太平洋板块俯冲的挤压构造环境[6-7, 38-41]，但近年来大多数学者认为其与蒙古－鄂霍次克洋闭合后的伸展作用有关[31, 33, 42-50].
大兴安岭中新生代火山岩北东向带状分布以及火山岩具有较宽的时代范围（185~105 Ma），明显与地幔柱模式不符[51]，因为与地幔柱作用有关的岩浆作用一般持续的时间比较短而且出现时常呈环状火山岩带，所以难以表明与大兴安岭伸展构造环境有关. KoppersAP等学者认为在140~125 Ma期间古太平洋板块是向北东方向约33°方向扩张的[52]，张旗认为在大兴安岭地区不可能形成与俯冲方向近于平行的弧后盆地和岩浆活动带，因此这一时期的火成岩与古太平洋板块作用没有直接关系[53]. 特格乌拉地区花岗斑岩为I型高分异花岗岩，一般认为这种类型的花岗岩主要与后造山事件有关[54]. 许文良等学者的研究结果表明蒙古－鄂霍次克洋从西向东呈剪刀式闭合，最终时间为晚侏罗世—早白垩世[3, 55-56]，这与特格乌拉花岗斑岩形成的时间基本一致. 根据已有的研究成果，结合本文的资料认为本区晚侏罗世花岗斑岩可能是在蒙古－鄂霍次克洋闭合造山后伸展背景下的产物.
5 结论（1）特格乌拉地区花岗斑岩呈岩株状产出，锆石U－Pb年龄为145.9±1.2 Ma，属于晚侏罗世晚期.
（2）特格乌拉地区花岗斑岩具有高硅、富铝、富碱、贫镁钙的岩石化学特点，相对富集大离子亲石元素Rb、U、K等，亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素，属于准铝质－过铝质高分异I型花岗岩，高钾钙碱性系列，应起源于地壳火成岩物质的部分熔融.
（3）特格乌拉地区花岗斑岩形成于造山后伸展环境，这种构造背景可能与蒙古－鄂霍次克缝合带闭合后的伸展作用有关.
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