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引用本文
尹志刚, 宫兆民, 王春生, 等. 小兴安岭平顶山一带早侏罗世花岗岩类年代学、地球化学特征及其地质意义[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2020, 51(1): 107-125
Yin Zhigang, Gong Zhaomin, Wang Chunsheng, et al. Chronological, Geochemical Characteristics and Geological Significance of Early Jurassic Granites in Pingdingshan Area of Lesser Xing'an Range[J]. Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 2020, 51(1): 107-125.
小兴安岭平顶山一带早侏罗世花岗岩类年代学、地球化学特征及其地质意义
尹志刚1, 宫兆民1, 王春生2, 刘松杰2, 张圣听1, 王冠群1, 周小刚1, 张志浩1     
1. 辽宁工程技术大学矿业学院, 辽宁 阜新 123000;
2. 黑龙江省生态地质调查研究总院, 哈尔滨 150036
收稿日期: 2019-12-05
作者简介: 尹志刚(1962—)，男，教授，博士，主要从事区域矿产资源方面的研究，E-mail:yzg63@163.com
基金项目: 中国地质调查局项目（1212011220435）；辽宁工程技术大学学科创新团队资助项目（LNTU20TD-14）
摘要: 小兴安岭平顶山大地构造位于兴蒙造山带东段，隶属松嫩地块。本文对小兴安岭平顶山一带碱长花岗岩和正长花岗岩进行了锆石U-Pb年代学和岩石地球化学研究，以确定其形成时代、岩石成因及大地构造背景。结果显示：碱长花岗岩形成于（189±3）Ma，正长花岗岩形成于（191±3）Ma，同为早侏罗世岩浆事件演化的产物；岩石具有高硅（w（SiO2）为75.00%~77.60%）、富碱（w（K2O+Na2O）为7.13%~9.00%）、贫镁（w（MgO）为0.05%~0.45%）、贫钙（w（CaO）为0.17%~1.10%）、低磷钛（w（P2O5）为0.01%~0.07%，w（TiO2）为0.09%~0.23%）的特点，A/CNK值为0.94~1.17，属于准铝质-弱过铝质、高钾钙碱性系列岩石；亏损高场强元素Nb、P、Ti、Ta和大离子亲石元素Ba、Sr，Rb、K、Th、Hf等元素具有明显的正异常；稀土元素总量（w（ΣREE））为（38.76~297.13）×10-6，稀土配分曲线显示为轻稀土略微富集、重稀土较为平坦缓向倾斜的右倾型，具明显的负Eu异常。锆石饱和温度值及地球化学特征等多种证据显示，岩石为高分异的I型花岗岩。结合小兴安岭区域构造演化特征分析，研究区早侏罗世花岗岩类为松嫩地块与佳木斯地块沿嘉荫—牡丹江缝合带碰撞拼合后伸展环境下的产物，岩浆起源于下地壳火成岩物质的部分熔融。
关键词: 花岗岩类    I型花岗岩    锆石U-Pb年代学    岩石地球化学    小兴安岭    
Chronological, Geochemical Characteristics and Geological Significance of Early Jurassic Granites in Pingdingshan Area of Lesser Xing'an Range
Yin Zhigang1, Gong Zhaomin1, Wang Chunsheng2, Liu Songjie2, Zhang Shengting1, Wang Guanqun1, Zhou Xiaogang1, Zhang Zhihao1     
1. College of Mining Engineering, Liaoning Technical University, Fuxin 123000, Liaoning, China;
2. Heilongjiang General Institute of Ecological Geological Survey and Research, Harbin 150036, China
Foundation item: Supported by the Project of China Geological Survey(1212011220435) and the Project Supported by Discipline Innovation Team of Liaoning Technical University(LNTU20TD-14)
Abstract: Lesser Xing'an Range is located in the eastern section of Xing-Meng orogenic belt, and belongs to Songnen block. The zircon U-Pb geochronology and rock geochemistry of the alkali feldspar granite and syenite granite in Pingdingshan area of Lesser Xing'an Range were studied to determine their formation age, rock genesis, and tectonic setting. The dating data show that the alkali feldspar granite was formed in (189±3) Ma, and the syenite granite was formed in (191±3) Ma, which is the product of the evolution of the Early Jurassic magmatic event. The geochemical results show that the rocks are characterized by high silicon (75.00%-77.60%), rich alkali(7.13%-9.00%), poor magnesium (0.05%-0.45%), poor calcium (0.17%-1.10%), low phosphorus (0.01%-0.07%) and titanium (0.09%-0.23%), and A/CNK (0.94-1.17), belonging to metal aluminous-weak peraluminous high-K calcium-alkaline series. The rocks are poor in high field strength elements Nb, P, Ti, Ta and large ion-lithophile elements Ba, Sr, while rich in Rb, K, Th, Hf and other elements. The total amount of rare earth elements is (38.76-297.13)×10-6. The REEs distribution curve shows that the light rare earth elements are slightly enriched, and the heavy rare earth elements are gently inclined to the right with obvious negative Eu anomaly. The zircon saturation temperature and geochemical characteristics show that the rocks are highly differentiated Type I granites. Based on the tectonic evolution characteristics of Lesser Xing'an Range, the Early Jurassic granites in the study area are the products the collision and amalgamation of Songnen block and Jiamusi block along the Jiayin-Mudanjiang suture zone, and the magma was originated from the partial melting of igneous material in the lower crust.
Key words: granite rock    Type I granite    zircon U-Pb chronology    rock geochemistry    Lesser Xing'an Range    

0 引言

兴蒙造山带夹持于西伯利亚克拉通与华北克拉通之间，在构造上自西向东划分有额尔古纳地块、兴安地块和松嫩地块。小兴安岭地区位于兴蒙造山带东段，隶属松嫩地块。在古生代期间，其受古亚洲洋构造域控制，随着古亚洲洋的逐渐闭合，在演化上主要表现为多个微陆块碰撞拼接的造山过程[1-4]；在中生代印支期和燕山期，其受蒙古—鄂霍茨克洋和古太平洋体系的构造叠加作用，经历了陆块复合碰撞后伸展等构造演化过程，因此地壳结构和构造十分复杂[5-7]。作为巨大的兴蒙造山带的一部分，其以广泛分布着巨量中生代花岗岩为特点。前人[8-12]对该地区进行了大量地质勘探和研究，总结了多数重要地带花岗岩的成岩时代特点和构造格架，深化了人们对小兴安岭地区中生代花岗岩和构造体系的认识；但对花岗岩的时空分布规律、显生宙花岗岩与壳幔相互作用以及不同构造体系之间花岗岩的成因关系等一系列基础问题研究相对较少。该地区大量中生代花岗岩的形成是与蒙古—鄂霍茨克构造体系有关还是受古太平洋构造体系制约，这些重要的焦点问题一直没有较明确的答案。鉴于此，本文通过激光LA-ICP-MS技术对小兴安岭平顶山一带早侏罗世碱长花岗岩和正长花岗岩进行了年代学和地球化学元素分析，讨论了该期花岗岩的形成时代、岩石系列、成因类型、源区性质及大地构造背景，以期为认识小兴安岭地区构造属性以及东北地区中生代构造演化提供科学依据。

1 区域地质概况及岩石学特征

研究区位于小兴安岭平顶山一带，处于兴蒙造山带东段松嫩地块和佳木斯地块碰撞的构造岩浆带上，隶属松嫩地块。区内地层发育，主要出露有下泥盆统黑龙宫组(D1hl)、上石炭统唐家屯组(C3t)、上二叠统土门岭组(P2t)和全新统冲洪积层(Qhalp)。区内地质构造较为复杂，经历了3个主要的区域构造发展阶段，分别为古亚洲洋扩张、萎缩、陆缘增生演化阶段，古太平洋板块构造活动阶段以及滨太平洋大陆边缘活动阶段；主要构造类型为褶皱、张扭性断裂和断坳陷盆地三类，并伴有岩浆侵入、火山喷发和变质改造作用。碱长花岗岩呈不规则的小岩株状零星出露于研究区二合营林场北部、青峰林场西北部以及八道河林场西北部，共出露12个侵入体，面积约为27.56 km2, 规模较小，占研究区总面积的2.58%；正长花岗岩广泛发育于青峰林场南部、东南部及平顶山西北部，零星出露于保林河林场北部和东部，共出露31个侵入体，总体呈北东向分布，面积约为178.82 km2，占研究区总面积的16.74%(图 1)。区内侵入活动频繁，岩浆活动强烈，是研究火成岩成因和构造的良好场所。本文主要研究中粗粒碱长花岗岩和中粒正长花岗岩。

1.全新统; 2.上二叠统; 3.上石炭统; 4.下泥盆统; 5.早侏罗世碱长花岗岩; 6.早侏罗世正长花岗岩; 7.早侏罗世二长花岗岩; 8.早侏罗世花岗闪长岩; 9.早侏罗世石英闪长岩; 10.早侏罗世花岗斑岩; 11.早侏罗世闪长岩; 12.早侏罗世石英正长岩; 13.早侏罗世角闪石岩; 14.采样点及样号; 15.地名。 图 1 研究区地质简图 Fig. 1 Geologicalsketch map of the study area
图选项

中粗粒碱长花岗岩(图 2a)  岩石风化面呈灰黄色，新鲜面呈深肉红色，中粗粒花岗结构，块状构造。矿物粒径为2.0~13.0 mm，以5.0~13.0 mm为主，岩石由黑云母(1%~2%)、斜长石(1%~8%)、钾长石(62%~70%)和石英(22%~28%)组成，角闪石少见。其中：黑云母为褐色，长条状，沿解理缝偶见褐铁矿化，褪色为绿泥石或白云母，粒径为0.3~1.0 mm；斜长石呈半自形板状，聚片双晶细密，多为更长石，晶面被绢云母、黏土矿物交代，粒径为3.0~5.0 mm；钾长石呈半自形板状—他形粒状，简单双晶，条纹结构，多为条纹长石，晶面略脏，具弱黏土化，粒径为5.0~13.0 mm；石英，他形粒状，多与钾长石呈文象连生，在一定范围内具同一消光位，粒径为5.0~8.0 mm。副矿物为榍石、磁铁矿、褐铁矿、磷灰石和锆石。

a.碱长花岗岩；b.正长花岗岩。Q.石英；Pl.斜长石；Kf.钾长石；Bi.黑云母。 图 2 研究区花岗岩类岩石显微照片 Fig. 2 Microphotographs of the granites in the study area
图选项

细粒正长花岗岩(图 2b)   岩石风化面呈灰白色，新鲜面呈肉红色，细粒花岗结构，块状构造。岩石由黑云母(1%~2%)、斜长石(5%~15%)、钾长石(60%~65%)和石英(22%~25%)组成，角闪石少见。其中：黑云母为深褐色，细小片状，零星铁染，粒径为0.5~1.0 mm；斜长石呈半自形板状，为更长石，聚片双晶细密，部分为钾长石晶面残留，解理面见弱绿泥石化，粒径为0.2~2.0 mm；钾长石呈半自形板状—他形粒状，为条纹长石，条纹纹状、细脉状，沿斜长石边缘镶边交代，呈交代蚕蚀结构或斑块状零星交代，个别格子双晶隐约显示，粒径为0.2~2.0 mm；石英，他形填隙状，波状消光，粒径为0.2~2.0 mm。副矿物为榍石、磁铁矿、钛铁矿和磷灰石。

2 样品采集和分析方法

选取两件新鲜样品进行锆石U-Pb年代学分析。将样品用常规方法粉碎至80~100目，通过淘选和电磁选方法进行分离；然后在双目镜下挑选出无裂痕、晶形和透明度较好的锆石颗粒，将锆石打磨消光粘贴于环氧树脂之上，对其进行阴极发光(CL)图像采集，详细试验过程见参考文献[13]。LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析在天津地质矿产研究所进行，应用Thermo FisHer公司制造的Neptune型LA-MIC-ICPMS和Cetac公司制造的GeolasPro193准分子型激光系统联机进行试验。用193 nm激光器对锆石进行剥蚀，深度为20~40 μm，剥蚀斑束直径为35 μm。具体试验原理及步骤见参考文献[14-16]。应用Anderson[17]的207Pb/206Pb、207Pb/235U、206Pb/238U和208Pb/232Th综合方法进行同位素比值的校正，以达到扣除普通Pb影响试验结果的目的。

取10件新鲜样品进行地球化学元素分析，主量元素、微量元素和稀土元素均在自然资源部哈尔滨矿产资源监督检测中心完成。主量元素采用X-射线荧光光谱仪(XRF-1500)法测试，分析误差优于3%；稀土和微量元素使用ICP-MS(Element Ⅱ)进行测试，分析误差优于10%。化学分析测试流程见参考文献[18-19]。

3 锆石U-Pb年代学

本次研究对小兴安岭南部碱长花岗岩和正长花岗岩进行锆石U-Pb定年分析。碱长花岗岩样品(D5343)取自八道河林场西北方向4.2 km处(128°25′34″E，46°30′10″N)，对其进行LA-ICP-MS锆石U-Pb方法定年研究，锆石呈黄白色，光亮透明，自形—半自形，阴极发光(CL)图像(图 3a)显示，大部分锆石具有明显的岩浆振荡环带结构。样品中的Th、U质量分数较高，232Th/238U值为0.389 4~1.553 3，除2个点(0.389 4和0.394 3)外均大于0.4，为典型的岩浆成因锆石。正长花岗岩样品(D2713)取自保林河林场西北方向6.3 km处(128°18′16″E，46°30′45″N)，锆石阴极发光(CL)图像(图 3b)显示，锆石颗粒晶形较好，均为自形，具有较明显的岩浆振荡环带。232Th/238U值在0.572 9~1.494 0之间，均大于0.4，具有典型的岩浆成因锆石特点。根据测试结果(表 1)，碱长花岗岩17个锆石测试数据均落在谐和线上及其附近，206Pb/238U年龄集中分布在180~199 Ma之间，加权平均年龄为(189±3)Ma，MSWD=4.3(图 4a、b)，表明岩浆结晶年代为早侏罗世。正长花岗岩23个锆石测试数据同样均落在谐和线上及其附近，锆石U-Pb表面年龄集中为199~180 Ma，加权平均年龄为(191±3)Ma，MSWD=4.6(图 4c、d)，代表正长花岗岩的结晶年龄同样为早侏罗世。

a.碱长花岗岩；b.正长花岗岩。 图 3 研究区花岗岩类岩石锆石阴极发光(CL)图像 Fig. 3 Zircon cathodeluminescence images(CL)of the granites in the study area
图选项
表 1 研究区早侏罗世花岗岩类岩石锆石U-Pb定年数据 Table 1 Zircon U-Pb data of the Early Jurassic granites in the study area
岩性 样品号 wB/10—6 同位素比值 年龄/Ma
Pb U 206Pb/238U lσ 207Pb/235U lσ 207Pb/206Pb lσ 208Pb/232Th lσ 232Th/238U lσ 206Pb/238U lσ 207Pb/235U lσ 207Pb/206Pb lσ
碱长花岗岩 D5343.01 13 432 0.030 1 0.000 4 0.192 9 0.004 5 0.046 5 0.001 0 0.006 8 0.000 2 0.544 1 0.000 1 191 2 179 4 24 54
DS343.02 11 348 0, 030 8 0.000 4 8, 198 6 0.005 2 0.046 7 0.001 2 0.007 0 8.000 2 0.394 3 0.000 1 196 2 184 5 35 61
D5343.03 15 479 0.030 3 0.000 4 0.228 8 0.004 7 0.054 7 0.001 1 0.007 5 0.000 2 0.551 8 0.000 2 193 2 209 4 400 44
D5343.04 8 261 0.029 7 0.000 4 0.241 1 0.007 0 0.060 8 0.001 7 0.007 6 0.000 2 0.597 6 0.000 0 189 2 2:26 6 633 60
D5343.05 11 378 0.028 4 0.000 3 0.188 4 0.004 7 0.048 1 0.001 2 0.006 1 0.000 1 0.576 8 0.000 0 180 2 175 4 106 57
DS343.06 8 257 0.029 0 0.000 3 0.238 0 0.006 4 0.059 5 0.001 6 0.007 3 8.000 2 0.484 1 0.000 1 184 2 217 6 587 57
D5343.07 13 432 0.029 8 0.000 3 0.190 5 0.004 4 0.046 4 0.001 0 0.006 5 0.000 1 0.558 7 0.000 1 189 2 177 4 17 54
D5343.08 6 172 0.030 3 0.000 4 0.266 3 0.009 7 0.063 8 0.002 3 0.006 4 0.000 1 1.553 3 0.000 1 192 2 240 9 734 76
D5343.09 8 264 0.029 3 0.000 4 0.204 4 0.006 2 0.050 7 0.001 4 0.006 6 0.000 1 0.459 2 0.000 1 186 2 189 6 227 65
D5343.10 16 508 0.029 6 0.000 3 0.199 9 0.004 0 0.049 0 0.000 9 0.006 5 0.000 1 0, 742 0 0.000 0 188 2 185 4 146 44
D5343.ll 10 310 0.021 5 0.000 3 0.273 3 0.007 6 0.069 6 0.001 9 0.008 0 0.000 1 0.635 1 0.000 0 181 2 245 7 917 56
D5343.12 5 167 0.030 0 0.000 4 0.204 9 0.008 4 0.049 6 0.002 0 0.007 6 0.000 2 0.708 9 0.000 1 190 2 189 8 174 93
D5343.13 13 427 0.029 1 0.000 3 0.201 3 0.004 3 0.050 3 0.001 0 0.007 5 0.000 1 0.535 6 0.000 1 185 2 186 4 207 46
D5343.14 11 348 0.030 6 0.000 3 0.199 5 0.005 2 0.047 3 0.001 2 0.007 7 0.000 1 0.389 4 0.000 1 194 2 185 5 66 60
D5343.15 10 307 0.031 4 0.000 4 0.217 9 0.005 8 0.050 3 0.001 3 0.009 4 0.000 2 0.496 6 0.000 1 199 2 200 5 208 60
D5343.16 9 295 0.029 8 0.000 3 0.226 8 0.006 0 0.055 1 0.001 4 0.009 0 0.000 2 0.428 8 0.000 1 190 2 208 6 417 57
DS343.17 5 148 0.030 3 0.000 4 0.213 0 0.009 1 0.051 1 0.002 2 0.008 9 8.000 2 0.746 5 0.000 1 192 2 196 8 244 99
正长花岗岩 D2713.01 9 271 0.030 8 0.000 4 0.226 4 0.006 5 0.053 3 0.001 5 0.007 7 0.000 2 0.626 6 0.002 0 195 2 207 6 343 63
D2713.02 10 300 0.030 9 0.000 4 0.248 9 0.007 5 0.058 5 0.001 7 0.007 5 0.000 2 0.912 9 0.002 6 196 2 2:26 7 548 63
D2713.03 18 574 0.029 9 0.000 4 0.217 9 0.004 0 0.052 9 0.001 0 0.007 4 0.000 2 0.654 8 0.000 8 190 2 200 4 325 43
D2713.04 7 212 0.031 0 0.000 4 0.248 1 0.008 0 0.058 1 0.001 9 0.007 6 8.000 2 0.573 0 0.001 1 197 2 225 7 533 70
D2713.05 7 208 0.029 8 0.000 3 0.243 6 0.007 2 0.059 3 0.001 7 0.007 7 0.000 2 0.705 2 0.001 5 189 2 221 7 578 63
D2713.06 7 192 0.030 0 0.000 4 0.231 4 0.007 3 0.056 0 0.001 8 0.006 7 0.000 1 1.114 7 0.003 6 190 2 211 7 452 69
D2713.07 9 285 0.029 5 0.000 3 0.207 1 0.004 7 0.050 9 0.001 1 0.006 5 0.000 1 1.026 4 0.009 0 187 2 191 4 238 51
D2713.08 8 222 0.031 4 0.000 4 0.273 4 0.012 3 0.063 2 0.002 8 0.007 6 0.000 2 1.277 3 0.002 8 199 2 245 11 713 93
D2713.09 9 271 0.030 8 0.000 4 0.227 1 0.006 5 0.053 4 0.001 5 0.007 4 0.000 2 0.611 8 0.001 9 196 2 208 6 347 63
D2713.10 6 175 0.028 4 0.000 3 0.216 4 0.007 9 0.055 3 0.002 0 0.005 8 0.000 1 1.494 0 0.002 6 180 2 199 7 425 80
D2713.11 6 188 0.030 1 0.000 4 0.208 5 0.007 3 0.050 2 0.001 7 0.006 3 0.000 1 1.143 0 0.004 4 191 2 192 7 203 79
D2713.12 23 692 0.030 8 0.000 4 0.232 7 0.003 8 0.054 8 0.000 9 0.006 4 0.000 1 0.832 6 0.004 0 196 2 212 3 403 36
D2713.13 4 141 0.029 8 0.000 4 0.213 2 0.009 1 0.051 9 0.002 2 0.005 7 0.000 1 0.572 9 0.000 9 189 2 196 8 283 97
D2713.14 10 314 0.029 2 0.000 3 0.230 1 0.006 1 0.057 1 0.001 5 0.005 2 0.000 1 1.296 6 0.013 1 186 2 210 6 495 57
D2713.15 7 212 0.030 9 0.000 4 0.212 8 0.007 3 0.049 9 0.001 7 0.005 7 0.000 1 0.618 7 0.002 2 196 2196 7 189 78
D2713.16 11 349 0.029 4 0.000 4 0.201 0 0.004 5 0.049 7 0.001 1 0.005 1 0.000 1 0.966 2 0.011 0 187 2186 4 179 50
D2713.17 11 374 0.029 3 0.000 3 0.210 1 0.004 9 0.052 0 0.001 2 0.005 1 0.000 1 0.802 3 0.001 6 186 2 194 5 283 51
D2713.18 7 232 0.029 5 0.000 3 0.217 0 0.006 5 0.053 3 0.001 6 0.005 4 0.000 1 0.865 6 0.001 5 187 2199 6 342 67
D2713.19 10 300 0.030 9 0.000 4 0.251 4 0.007 5 0.058 9 0.001 7 0.006 9 0.000 1 0.858 0 0.002 1 196 2228 7 564 63
D2713.20 10 321 0.029 4 0.000 3 0.199 7 0.005 3 0.049 3 0.001 3 0.005 7 0.000 1 0.781 7 0.003 4 187 2 185 5 162 61
D2713.21 11 339 0.029 8 0.000 3 0.250 2 0.006 9 0.060 9 0.001 6 0.006 6 0.000 1 0.840 2 0.002 1 189 2227 6 635 57
D2713.22 11 353 0.029 2 0.000 3 0.208 6 0.004 9 0.051 8 0.001 2 0.006 5 0.000 1 0.720 5 0.004 4 186 2192 5 277 53
D2713.23 9 287 0.030 0 0.000 3 0.215 0 0.006 0 0.051 9 0.001 4 0.006 9 0.000 1 0.690 5 0.001 1 191 2198 6 281 62
表选项
a、b为碱长花岗岩，样品号D5343；c、d为正长花岗岩，样品号为D2713。 图 4 研究区花岗岩类岩石锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 4 Zircon U-Pb concordia diagrams of the granites in the study area
图选项
4 岩石地球化学特征 4.1 主量元素

研究区早侏罗世碱长花岗岩和正长花岗岩主量元素分析结果见表 2。碱长花岗岩w(SiO2)为75.00%~77.60%，平均值为76.65%，Na2O/K2O为0.64~1.03，w(K2O+Na2O)为7.13%~8.55%，平均值为8.18%，表现出高硅、高碱的特征；w(Al2O3)为11.46%~13.07%，w(P2O5)为0.01%~0.04%，w(TiO2)为0.09%~0.23%，w(MnO)为0.02%~0.11%，w(CaO)为0.26%~0.66%，平均值为0.45%，w(MgO)为0.05%~0.18%，平均值为0.12%，表现出贫镁、贫钙的特点。比Yan等[20]定义的中国花岗岩的平均成分(w(CaO)为1.34%、w(MgO)为0.64%)低得多，原因可能是钙、镁随岩浆结晶演化而流失，反映区内岩浆活动强烈，经历了较强的结晶分异作用。A/CNK为0.94~1.17，A/NK为1.01~1.23，里特曼指数(σ)为1.47~2.21。

表 2 研究区早侏罗世花岗岩类岩石主量元素和微量元素分析结果 Table 2 Analysis results of major elements and trace elements of the Early Jurassic granites in the study area
样品号 岩性 SiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O MnO P2O 5 TiO2 H2O- H2O+
P15LT2 碱长花岗岩 77.36 11.71 0.61 0.26 0.07 0.47 4.07 4.48 0.04 0.01 0.10 0.06 0.14
P8TC42 77.60 11.94 0.49 0.17 0.05 0.48 3.50 4.79 0.02 0.01 0.09 0.05 0.12
P9TC8 76.90 12.47 0.51 0.24 0.10 0.66 3.69 4.54 0.03 0.02 0.10 0.10 0.14
P10TC2 75.00 13.07 1.18 0.47 0.16 0.48 4.26 4.15 0.11 0.04 0.23 0.10 0.10
D4657 77.48 11.46 0.96 0.48 0.18 0.26 2.79 4.34 0.06 0.01 0.21 0.25 0.86
D5343 75.54 12.05 1.85 0.35 0.15 0.36 3.98 4.50 0.07 0.03 0.13 0.15 0.14
P7TC6 正长花岗岩 75.14 12.32 0.94 0.67 0.45 1.10 3.42 4.53 0.04 0.07 0.22 0.12 0.24
P12TC32 76.56 12.27 0.44 0.56 0.06 0.17 4.56 4.44 0.02 0.01 0.13 0.07 0.16
P8TC12 76.00 12.73 0.93 0.49 0.06 0.19 4.09 4.33 0.05 0.02 0.19 0.11 0.14
D2713 76.62 11.98 0.45 0.89 0.14 0.49 3.57 4.62 0.08 0.02 0.14 0.05 0.24
样品号 岩性 烧失量 总和 Na2O+K2O Na2O/K2O σ A/NK A/CNK ID TZr Rb Ba Th U
P15LT2 碱长花岗岩 0.26 99.64 8.55 0.91 2.13 1.01 0.94 97.38 781.00 358.00 21.00 54.30 13.20
P8TC42 0.22 99.52 8.29 0.73 1.99 1.09 1.01 96.48 722.00 231.00 24.00 36.00 7.50
P9TC8 0.16 99.66 8.23 0.81 2.00 1.13 1.02 95.15 720.00 161.00 85.00 26.30 3.28
P10TC2 0.12 99.47 8.41 1.03 2.21 1.14 1.06 94.14 822.00 133.00 672.00 16.70 1.96
D4657 1.02 100.36 7.13 0.64 1.47 1.23 1.17 94.48 784.00 153.00 319.00 17.70 2.21
D5343 0.56 99.86 8.48 0.88 2.21 1.05 1.00 94.84 897.00 172.00 570.00 16.00 4.32
P7TC6 正长花岗岩 0.34 99.60 7.95 0.75 1.97 1.17 0.98 91.47 723.00 161.00 291.00 17.60 2.99
P12TC32 0.32 99.77 9.00 1.03 2.41 1.00 0.97 97.93 779.00 120.00 348.00 14.90 3.51
P8TC12 0.20 99.53 8.42 0.94 2.15 1.11 1.08 95.97 774.00 129.00 295.00 14.40 2.28
D2713 0.28 99.57 8.19 0.77 2.00 1.10 1.02 94.86 716.00 158.00 186.00 13.20 2.91
样品号 岩性 Ta Nb Sr Zr Hf Ti La Ce Pr Nd Sm Eu Gd
P15LT2 碱长花岗岩 4.60 30.40 19.00 158.00 6.80 544.00 11.80 32.00 2.95 10.50 3.00 0.16 3.70
P8TC42 1.71 17.00 30.00 70.00 3.20 498.00 19.90 27.60 1.96 4.81 0.64 0.12 0.59
P9TC8 0.88 10.60 66.00 68.00 3.30 462.00 12.50 16.80 1.58 4.76 0.71 0.17 0.61
P10TC2 1.42 18.60 55.00 228.00 6.40 1 346.00 26.90 69.40 7.28 27.10 5.40 0.56 4.97
D4657 1.12 15.00 96.00 125.00 4.40 1 022.00 30.70 56.90 5.96 19.90 3.28 0.63 2.86
D5343 2.65 35.30 342.00 506.00 18.60 814.00 52.20 126.00 13.30 49.70 10.80 0.31 9.66
P7TC6 正长花岗岩 1.16 10.40 140.00 76.00 3.20 1 665.00 22.90 37.60 3.84 12.70 2.00 0.46 1.87
P12TC32 1.59 19.20 33.00 212.00 7.20 869.00 28.30 71.90 6.85 24.20 4.52 0.36 4.10
P8TC12 1.55 20.00 10.00 234.00 7.30 1 066.00 19.10 48.10 5.66 19.90 3.82 0.34 3.30
D2713 1.13 14.30 52.00 65.00 3.70 880.00 27.20 49.50 5.25 17.20 2.83 0.41 2.43
样品号 岩性 Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y ΣREE LREE/HREE (La/Yb)N δEu
P15LT2 碱长花岗岩 0.80 5.78 1.33 4.78 0.88 6.45 1.05 40.70 85.18 2.44 1.23 0.15
P8TC42 0.10 0.62 0.15 0.51 0.09 0.79 0.17 15.11 58.05 18.22 16.98 0.59
P9TC8 0.09 0.49 0.10 0.33 0.06 0.46 0.10 13.38 38.76 16.30 18.32 0.77
P10TC2 0.82 5.18 1.06 3.21 0.50 3.19 0.48 30.90 156.05 7.04 5.69 0.33
D4657 0.44 2.61 0.56 1.76 0.30 2.24 0.38 15.80 128.52 10.53 9.24 0.62
D5343 1.78 11.60 2.52 7.69 1.30 8.83 1.44 66.00 297.13 5.63 3.99 0.09
P7TC6 正长花岗岩 0.26 1.46 0.30 0.96 0.17 1.21 0.22 8.58 85.95 12.33 12.76 0.72
P12TC32 0.73 4.86 1.04 3.33 0.52 3.46 0.54 30.10 154.71 7.33 5.51 0.25
P8TC12 0.61 3.98 0.85 2.70 0.43 2.92 0.46 23.70 112.17 6.36 4.41 0.29
D2713 0.36 2.03 0.44 1.39 0.25 1.99 0.29 12.70 111.57 11.15 9.22 0.47
注：主量元素质量分数单位为%；微量元素质量分数单位为10-6。TZr单位为℃。
表选项

正长花岗岩w(SiO2)为75.14%~76.62%，平均值为76.08%，Na2O/K2O为0.75~1.03，w(K2O+Na2O)为7.95%~9.00%，平均值为8.39%，同样表现出高硅、高碱的特征；w(Al2O3)为11.98%~12.73%，w(P2O5)为0.01%~0.07%，w(TiO2)为0.13%~0.22%，w(MnO)为0.02%~0.08%，w(CaO)为0.17%~1.10%，平均值为0.49%，w(MgO)为0.06%~0.45%，平均值为0.18%。A/CNK为0.97~1.08，A/NK为1.00~1.17，σ为1.97~2.41。

在铝饱和指数图解(图 5a)中显示正长-碱长花岗岩均属于准铝质-弱过铝质系列岩石。σ显示岩石为钙碱性，在 w(K2O)-w(SiO2)图解(图 5b)中岩石样品均落入高钾钙碱性系列区域。总体上来看，研究区中该时代花岗岩为准铝质-弱过铝质、高钾钙碱性系列岩石。

图 5 研究区花岗岩类岩石A/NK-A/CNK(a)和w(K2O)-w(SiO2)(b)图解 Fig. 5 A/NK-A/CNK(a) and w(K2O)-w(SiO2)(b) diagram of the granites in the study area
图选项
4.2 稀土和微量元素

岩石稀土和微量元素结果见表 2。碱长花岗岩稀土元素总量w(ΣREE)为(38.76~297.13)×10-6，变化范围相对较大，平均值为127.28×10-6，略小于陆壳平均值(154.7×10-6)；轻稀土元素w(LREE)为(36.52~252.31)×10-6，重稀土元素w(HREE)为(2.24~44.82)×10-6，表现为轻稀土较富集、重稀土相对亏损的特点；(La/Yb)N值为1.23~18.32，δEu值为0.09~0.77，多数小于0.7，具明显的负Eu异常，表明岩浆在结晶演化过程中有斜长石的分异。正长花岗岩稀土元素总量为(85.95~154.71)×10-6，平均值为116.10×10-6，比碱长花岗岩略低；轻稀土元素为(79.50~136.13)×10-6，重稀土元素为(6.45~18.58)×10-6，(La/Yb)N值为4.41~12.76，δEu值为0.25~0.72，同样具明显的Eu负异常。

研究区正长-碱长花岗岩具有相同的微量和稀土元素地球化学特征。稀土配分曲线呈轻稀土略微富集、重稀土较为平坦缓向右倾斜、Eu亏损的“海鸥型”(图 6a)，轻稀土元素分异较高，而重稀土元素没有明显的分馏，表明岩浆源区可能受石榴子石等类似重稀土元素矿物影响较小[21]。微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 6b)显示：正长-碱长花岗岩富集大离子亲石元素Rb、K，亏损高场强元素Nb、P、Ti、Ta，具有地壳物质特点；高场强元素Ti、P及大离子亲石元素Ba、Sr的极度负异常，构成4个明显的亏损槽；而Th、Hf形成峰值。Sr为负异常可能是岩浆在演化过程中大量斜长石的结晶分异导致Sr的流失；P和Ti的亏损说明岩浆经历了磷灰石和榍石的分异作用[22]。

图 6 研究区花岗岩类岩石稀土元素球粒陨石标准化模式图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b) Fig. 6 Rare earth element chondrite standardization pattern(a) and trace element original mantle standardization spider diagram(b)of the granites in the study area
图选项
5 岩石成因与构造环境讨论 5.1 岩石成因类型

本文数据显示，正长-碱长花岗岩属于准铝质-弱过铝质(A/CNK<1.1，只有1个样品为1.17)、高钾钙碱性系列，具有高硅(w(SiO2)为75.00%~77.60%)、富碱(w(K2O+Na2O)为7.13%~9.00%)、贫镁(w(MgO)平均值为0.14%)、贫钙(w(CaO)平均值为0.47%)等特点，TFeO/MgO值高(多数大于6.99，平均值为11.19)，岩石中含有黑云母和普通角闪石，副矿物为榍石、磁铁矿、钛铁矿、磷灰石，未见富铝矿物石榴子石、堇青石和白云母等，明显不同于S型花岗岩(强烈富铝、含石榴子石、白云母等富铝矿物(A/CNK)>1.1)特点[23-24]，显示为I型花岗岩的特征。在w(Al2O3)-w(SiO2)图解(图 7a)和w(P2O5)-w(SiO2)图解(图 7b)中，w(Al2O3)和w(P2O5)随w(SiO2)的增加而下降，表现为I型花岗岩的演化趋势；这种趋势还可以得到w(Th)-w(Rb)图解(图 7c)中w(Th)与w(Rb)正相关趋势的支持，都显示为I型花岗岩特征[25]。进一步分析表明，这些I型花岗岩都具有高分异特点。在(Al2O3+CaO)/(FeO+Na2O+K2O)-100(MgO+FeO+TiO2)/SiO2图解(图 8)中，岩石样品均落入高分异的钙碱性花岗岩区域。另外，所有岩石分异指数普遍较高，ID值达到91.47~97.93。主量元素方面，正长-碱长花岗岩具有贫镁、贫钙特点，普遍低于中国花岗岩的平均值，反映母岩浆经历了显著的分异演化作用从而导致钙镁的流失。微量元素方面，这些花岗岩明显亏损大离子亲石元素Ba、Sr和高场强元素P、Ti以及Eu元素，P和Ti的亏损说明岩浆经历了磷灰石和榍石的分异作用，Eu的负异常与钾长石和斜长石的分离结晶有关，Ba、Sr的强烈亏损进一步支持了这一结论，所有这些特征都反映正长-碱长花岗岩具有高分异特点。综上所述，研究区花岗岩类岩石为高分异I型花岗岩。

图 7 研究区花岗岩类岩石w(Al2O3)-w(SiO2)(a), w(P2O5)-w(SiO2)(b)和w(Th)-w(Rb)(c)图解 Fig. 7 w (Al2O3)- w (SiO2)(a), w (P2O5)- w (SiO2)(b) and w (Th)- w (Rb)(c) diagram of the granites in the study area
图选项
图 8 研究区花岗岩类岩石(Al2O3+CaO)/(FeO+Na2O+K2O)-100(MgO+FeO+TiO2)/SiO2图解 Fig. 8 (Al2O3+CaO)/(FeO+Na2O+K2O)-100(MgO+FeO+TiO2)/SiO2 diagram of the granites in the study area
图选项

其实，A型花岗岩的诸多特征与上述高分异I型花岗岩有很多相似之处，因此有必要进一步将二者阐明区分。1)与A型花岗岩相比，高分异I型花岗岩具有较低的稀土总量(w(ΣREE)<150×10-6)[26]，本区正长-碱长花岗岩w(ΣREE)平均值为122.81×10-6，与之相吻合。2)大多数高分异I型花岗岩高场强元素Zr、Nb、Ce、Y质量分数均不高，w(Zr+Nb+Ce+Y)明显低于A型花岗岩的最低值(350×10-6)[27-30]，本文这些花岗岩w(Zr+Nb+Ce+Y)平均值为272.56×10-6，较低，有别于A型花岗岩而符合高分异I型花岗岩特点。此结论在TFeO/MgO-w(Zr+Nb+Ce+Y)图解(图 9a)、(K2O+Na2O)/CaO-w(Zr+Nb+Ce+Y)图解(图 9b)中也得到了支持，岩石样品多数投影到高分异花岗岩及其附近。3)高分异I型花岗岩大多含有较多的继承锆石，从而导致岩石中具有很高的Hf值，致使Zr/Hf值降低[31]，本文花岗岩Zr/Hf平均值为25.98，相对较低。4)本文花岗岩锆石饱和温度平均值为771 ℃，明显低于A型花岗岩(大于800 ℃)，与高分异I型花岗岩(平均值764 ℃)相近[32]。

FG为分异的I, S或M型花岗岩；OGT为未分异的I, S或M型花岗岩。 图 9 研究区花岗岩类岩石TFeO/MgO- w(Zr+Nb+Ce+Y)(a)和(Na2O+K2O)/CaO- w(Zr+Nb+Ce+Y)(b)图解 Fig. 9 TFeO/MgO- w(Zr+Nb+Ce+Y)(a) and (Na2O+K2O)/CaO- w(Zr+Nb+Ce+Y)(b) diagram of the granites in the study area
图选项
5.2 岩浆源区性质

针对高分异I型花岗岩成因的观点主要分为3种：形成于基性幔源岩浆进行结晶分异的过程、形成于壳幔物质进行岩浆混合的过程、形成于地壳物质发生的部分熔融[33-35]。根据研究，如果花岗岩形成于基性幔源岩浆的分异演化过程，那么在花岗岩体的周围应该存在基性岩。然而，本次研究通过对研究区的野外地质调查过程中发现，花岗岩的分布面积比较广泛，但是在花岗岩体周围并没有发现大量的同时期的基性岩体出露，因而说明研究区的花岗岩不可能为基性玄武质岩浆分异演化产生。同时根据对采集的岩石标本进行观察，也未发现基性的微粒包体存在，进而说明受到岩浆混合影响的可能性也非常低。

对花岗岩的研究发现，Zr/Hf、Nb/Ta、La/Sm和Yb/Hf值等地球化学行为一致元素(简称双胞胎元素)比值在一般的岩浆体系中并不发生数值的变化，但当岩浆由于高度分异而发生性质上的明显改变时，这些比值都将产生显著变化[36]。因而，选择地球化学性质极为相近的元素比值在指示高分异花岗岩的岩浆来源和演化方面具有明显的优势。研究区正长-碱长花岗岩Nb/Ta值为6.61~13.39，平均值为11.50，Zr/Hf值为17.57~32.05，平均值为25.98，与地壳源区(Nb/Ta平均值11.4和Zr/Hf平均值33)具有一致性[37]，反映岩浆源区来源于地壳；La/Sm为3.93~31.09，平均值为10.41，Yb/Hf为0.25~0.99，平均值为0.46，与地壳物质(La/Sm值大于5，Yb/Hf值小于1.2)具有高度一致的同源性[38-39]，说明壳源物质是其重要的岩浆演化来源。另外，在微量元素蛛网图上显示岩石富集大离子亲石元素Rb、K和高场强元素Th、Hf，亏损大离子亲石元素Ba、Sr和高场强元素Nb、Ta、P、Ti，稀土元素配分曲线表现为LREE相对富集、HREE相对亏损缓右倾的“低V海鸥型”，这些与许文良等[40]研究的我国东北吉黑东部地区花岗岩具有相同特点，而吉黑东部花岗岩起源于年轻下地壳火成岩物质的部分熔融。岩石中Sr、Ba、Eu的亏损主要受斜长石和钾长石分离结晶的制约，其中斜长石的分异将导致Sr、Eu负异常，而钾长石的分异则产生Ba、Eu负异常；稀土元素的变异则主要受磷灰石等副矿物结晶演化的控制，岩石显著贫P、Ti的特征主要是磷灰石和钛铁矿等副矿物分离结晶所致。上述特征均反映岩浆受过壳源物质的混染，来源于地壳，并且在成岩过程中伴随着强烈的结晶分异演化作用。这种观点在花岗岩(La/Yb)N-δEu(图 10a)和w(Ca)-w(Fe)-w(Mg)(图 10b)图解中得到进一步的支持。

图 10 研究区花岗岩类岩石(La/Yb)N-δEu(a)和w(Ca)- w(Fe)- w(Mg)(b)图解 Fig. 10 (La/Yb)N-δEu(a) and w(Ca)- w(Fe)- w(Mg)(b) diagram of the granites in the study area
图选项
5.3 构造环境探讨

本次研究的正长-碱长花岗岩属于高钾钙碱性系列，肖庆辉等[41]提出：高钾钙碱性花岗岩在各种动力学环境中都有可能存在，实质是一种构造体制的变化，而不是某种特定的动力学环境。其既可以在碰撞事件的分隔顶峰时期的张弛阶段产生，也可以在挤压型体制过渡成拉张型体制的时期内产生。在R2-R1因子判别图解(图 11a)中，样品都落入后造山区域及附近，在lg(CaO/(Na2O+K2O))-w(SiO2)图解(图 11b)中，岩石样品全部落入引张型区域。另外，正长-碱长花岗岩高w(Na2O+K2O)(7.13%~9.00%)和ID(91.47~97.93)，低w(CaO)(0.17%~1.10%), 与张性花岗岩(ID为88.87~91.97，w(Na2O+K2O)为8.40%~8.57%，w(CaO)为0.86%~1.24%)具有一致性。上述证据都指示这些岩石形成于伸展拉张构造环境。

图 11 研究区花岗岩类岩石R2-R1(a)和lg(CaO/(Na2O+K2O))-w(SiO2)(b)图解 Fig. 11 R2-R1(a) and lg(CaO/(Na2O+K2O))-w(SiO2) (b) diagram of the granites in the study area
图选项

大量调查研究显示，早侏罗世小兴安岭地区处于伸展构造环境已得到多数学者的普遍认可。韩振哲等[42]通过对小兴安岭东南部早中生代花岗岩的年代学和地球化学研究，认为其受到古亚洲洋闭合的影响，形成于闭合后的大陆碰撞转变为碰撞后的伸展构造环境；徐美君等[43]通过对小兴安岭中部花岗岩的研究，认为早侏罗世花岗岩的形成受到古太平洋板块向欧亚大陆下的俯冲作用和蒙古—鄂霍茨克洋向额尔古纳地块之下的俯冲作用，即双向俯冲作用的弧后伸展环境的影响，暗示该时期仍存在蒙古—鄂霍茨克洋向南(或南东)的俯冲作用；于介江等[44]对我国东北小兴安岭—张广才岭地区的基性岩浆活动以及构造意义进行研究，发现该地区早侏罗世时期表现出双峰式火成岩组合特征，进而证实该时期小兴安岭地区处于伸展的构造环境；刘翠等[45]通过对小兴安岭地区中生代花岗岩的研究分析，认为其形成于挤压造山后的伸展环境。尽管小兴安岭南部地区早侏罗世处于伸展的构造背景已被接受，但其受到何种构造体系的影响，仍存在争议。已有研究发现，古亚洲洋的最终闭合时间最晚为中三叠世，之后东北地区进入蒙古—鄂霍茨克构造体系和环太平洋构造体系的演化阶段。那么，研究区是受西北部的蒙古—鄂霍茨克构造体系演化作用模式影响，还是东部的古太平洋构造体系演化作用模式影响，亦或是二者的双重影响，则需要进一步详细分析研究才可得到证实。

二叠纪早期，蒙古大陆的西部边缘与其中部地区的西伯利亚大陆进行拼接之后，这两个大陆块相对于彼此以大约120°的角度转动并且分开，形成了古太平洋的巨大海湾，即“蒙古—鄂霍茨克洋”。三叠纪—侏罗纪期间，由于西伯利亚板块自西向东开始与中蒙地块接触碰撞，造成蒙古—鄂霍茨克洋呈现出自西向东的“剪刀式”闭合，并且最后形成了蒙古—鄂霍茨克缝合带[46-48]。晚三叠世—早侏罗世，随着蒙古—鄂霍茨克海的不断闭合，发生了向南俯冲至额尔古纳陆块之下的事件。早侏罗世，在额尔古纳地块发现了陆缘型二长-正长花岗岩组合及钙碱性火山岩，沿北东向展布与蒙古—鄂霍茨克缝合带平行，证实其形成于活动陆缘构造背景[49]；在同一时期，发现大兴安岭满洲里地区存在着一套钙碱性火山岩组合，这些岩浆活动都进一步证实了蒙古—鄂霍茨克洋的持续向南俯冲[50]。根据徐文喜等[51]研究，在晚古生代及其之前的时期，额尔古纳地块、兴安地块和松嫩地块已经碰撞拼合形成一个块体，佳木斯地块与上述已经拼合的地块沿牡丹江断裂在中生代初期进行拼合；在此基础上推测蒙古—鄂霍茨克洋闭合过程中的持续向南(或南东)俯冲作用可能会影响到拼合块体，从而加快了松嫩地块与佳木斯地块之间的碰撞。

而另一方面，早侏罗世在吉黑东部发现了钙碱性火成岩组合，在同一时期，小兴安岭—张广才岭火成岩表现出了典型双峰式火成岩组合特点，呈北东—南西向带状展布，为古太平洋构造体系的俯冲开始时间提供了判定依据，表明此时期该体系可能开始俯冲[52]。从吉黑东部的早侏罗世钙碱性火成岩到小兴安岭—张广才岭同时期的双峰式火成岩组合，构成了平行于东北亚陆缘的成分分带，说明受到古太平洋板块近平行于欧亚大陆边缘俯冲的影响，与俯冲形成的大陆边缘环境以及弧后伸展环境有关[1]，进而说明小兴安岭地区可能受到此俯冲活动的影响。侏罗纪时期，松嫩地块与佳木斯地块之间形成了黑龙江杂岩，前人测得黑龙江杂岩的变质年龄为早—中侏罗世。这些研究表明该时期松嫩地块的东缘曾发生过洋壳俯冲作用，并导致后来佳木斯地块与松嫩地块发生碰撞造山，这也标志着太平洋板块向欧亚大陆俯冲的开始[53]。地处佳木斯—兴凯地块与松嫩地块之间的吉林—黑龙江高压变质带，广泛分布中生代增生杂岩，其形成时代为晚三叠世—早侏罗世(210~184 Ma)[54—55]，进一步表明了古太平洋向欧亚大陆东缘俯冲的启动与增生过程。根据葛文春等[56]对兴蒙造山带东段的研究显示，中生代初期，佳木斯地块与兴蒙造山带内已经拼合的块体沿牡丹江断裂进行拼合。孙德有等[57]对吉黑中部天桥岗碱长花岗岩(188~182 Ma)进行研究，认为其可能是与佳木斯地块和松嫩地块在早侏罗世早期沿嘉荫—牡丹江缝合带碰撞拼合有关的伸展作用的产物。同时周建波等[58]认为，在210~180 Ma，由于古太平洋板块的俯冲导致佳木斯地块向西部松嫩地块“剪刀式”闭合最终拼贴，沿佳木斯—兴凯地块西缘和南缘形成一弧形高压带。在此基础上，认为古太平洋板块向欧亚大陆下俯冲作用对该时期研究区花岗岩的形成产生一定影响。

综上所述，结合小兴安岭地区的区域资料分析，早侏罗世研究区处于同碰撞期转换过渡为后造山构造体制阶段产生的区域伸展构造环境；区内花岗岩为松嫩地块与佳木斯地块沿嘉荫—牡丹江缝合带碰撞拼合后伸展环境下的产物；主要受到古太平洋构造体系的影响，蒙古—鄂霍茨克构造体系影响次之。

6 结论

1) 小兴安岭平顶山一带正长花岗岩和碱长花岗岩的LA-ICP-MS高精度锆石U-Pb定年显示，碱长花岗岩加权平均年龄为(189±3)Ma，正长花岗岩加权平均年龄为(191±3)Ma，同为早侏罗世岩浆演化事件的产物。

2) 岩石地球化学结果显示，区内花岗岩具有高硅、富碱、贫镁、贫钙的特点，属于准铝质-弱过铝质、高钾钙碱性系列岩石；亏损高场强元素Nb、P、Ti、Ta和大离子亲石元素Ba、Sr，而Rb、K、Th、Hf等元素具有明显的正异常，锆石饱和温度平均值为771 ℃，为高分异的I型花岗岩，岩浆起源于下地壳火成岩物质的部分熔融。

3) 研究区早侏罗世花岗岩形成于松嫩地块与佳木斯地块沿嘉荫—牡丹江缝合带碰撞拼合后的伸展环境之下，主要受到古太平洋构造体系的影响，蒙古—鄂霍茨克构造体系影响次之。

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http://dx.doi.org/10.13278/j.cnki.jjuese.20190260
吉林大学主办、教育部主管的以地学为特色的综合性学术期刊
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文章信息

尹志刚, 宫兆民, 王春生, 刘松杰, 张圣听, 王冠群, 周小刚, 张志浩
Yin Zhigang, Gong Zhaomin, Wang Chunsheng, Liu Songjie, Zhang Shengting, Wang Guanqun, Zhou Xiaogang, Zhang Zhihao
小兴安岭平顶山一带早侏罗世花岗岩类年代学、地球化学特征及其地质意义
Chronological, Geochemical Characteristics and Geological Significance of Early Jurassic Granites in Pingdingshan Area of Lesser Xing'an Range
吉林大学学报(地球科学版), 2020, 51(1): 107-125
Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 2020, 51(1): 107-125.
http://dx.doi.org/10.13278/j.cnki.jjuese.20190260

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收稿日期: 2019-12-05

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