大兴安岭北段东坡小莫尔可地区中生代火山岩成因及其地质意义：元素、Hf同位素地球化学与锆石U-Pb同位素定年

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刘晨, 孙景贵, 邱殿明, 等. 大兴安岭北段东坡小莫尔可地区中生代火山岩成因及其地质意义：元素、Hf同位素地球化学与锆石U-Pb同位素定年[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2017, 47(4): 1138-1158 复制到剪切板

Liu Chen, Sun Jinggui, Qiu Dianming, et al. Genesis and Geological Significance of Mesozoic Volcanic Rocks in Xiaomoerke, Northern Slope of Greater Khingan Range: Hf Isotopic Geochemistry and Zircon U-Pb Chronology[J]. Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 2017, 47(4): 1138-1158. 复制到剪切板

大兴安岭北段东坡小莫尔可地区中生代火山岩成因及其地质意义：元素、Hf同位素地球化学与锆石U-Pb同位素定年

刘晨¹, 孙景贵¹, 邱殿明², 古阿雷³, 韩吉龙¹, 孙凡婷⁴, 杨梅¹, 冯洋洋¹

1. 吉林大学地球科学学院, 长春 130061;
2. 吉林大学学报编辑部, 长春 130026;
3. 中国地质调查局天津地质矿产研究所, 天津 300170;
4. 吉林有色地质勘查局研究所, 长春 130000

收稿日期: 2016-09-16

作者简介: 刘晨(1990—), 男, 研究生, 主要从事岩石学、矿床学方面研究, E-mail:498335792@qq.com

通信作者: 孙景贵(1961—), 男, 教授, 博士生导师, 主要从事大陆内生金属矿床成因与成矿规律方面研究, E-mail:sunjinggui@jlu.edu.cn

基金项目: 国家自然科学基金项目（413390444，41172072）；中国地质调查局地质调查计划项目（资[2014]01-011-054）

摘要: 大兴安岭是中国东北部陆相火山岩发育的地区之一，其不仅分布广泛，而且空间岩相组合变化较大、成因复杂。笔者对大杨树火山盆地西缘喷发就位在花岗岩带的小莫尔可地区中生代火山岩的地质、岩相学、年代学、元素和Hf同位素地球化学进行了研究。结果表明，该区出露火山岩可划分3个阶段，第一阶段主要为英安质火山碎屑岩夹英安岩组合，呈爆发式火山喷发特征；第二阶段为玄武质粗面安山岩、粗面安山岩组合，呈溢流式火山喷发特征；第三阶段是玄武粗面安山质熔结火山碎屑岩（部分含角砾）。各阶段代表性火山熔岩以及熔结火山碎屑岩的元素地球化学特征揭示：均为富碱（w（Na₂O+K₂O）=4.88%~7.12%），属高钾钙碱性系列；具有相似的痕量元素地球化学分馏特征，即明显富集Ba、K、LRRE等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti、HREE等高场强元素；稀土元素分馏程度中等（LREE/HREE=8.4~8.5）、Eu负异常不明显（δEu为0.91~1.02）。这些特征表明它们是同源岩浆房结晶分异演化的产物，岩浆源区性质呈现地幔与壳幔混合过渡类型的属性，或呈现E-MORB性质的源区或交代洋壳性质的源区。鉴于获得的英安质岩屑晶屑凝灰岩（HSY-1）和玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩（P2121）单颗粒锆石U-Pb同位素定年分别为（124.8±1.0）、（123.3±1.3）Ma，ε_Hf（t）为1.7~9.7、T_DM =705~407 Ma、T_DM^C=1 464~748 Ma，并结合区域地球动力学研究进展，可进一步得出：火山作用背景应属于中生代古太平洋板块向中国东部大陆俯冲的大陆边缘岩浆弧环境，适值东北地区大规模岩浆底侵、岩石圈拆沉作用的峰期（约120 Ma），初始岩浆应是古太平洋板块深俯冲作用过程形成的埃达克质岩浆，而呈现埃达克质岩浆与岛弧性质的过渡岩石学、地球化学特征，可能是在岩浆底侵、岩石圈拆沉过程与地壳物质发生一定程度的混染作用；并从成矿元素的相容性角度确认该期岩浆作用具有提供Mo、Cu和Ag成矿流体的可能。

关键词: 年代学地球化学 Hf同位素岩石成因小莫尔可地区火山岩大兴安岭北段东坡

Genesis and Geological Significance of Mesozoic Volcanic Rocks in Xiaomoerke, Northern Slope of Greater Khingan Range: Hf Isotopic Geochemistry and Zircon U-Pb Chronology

Liu Chen¹, Sun Jinggui¹, Qiu Dianming², Gu Alei³, Han Jilong¹, Sun Fanting⁴, Yang Mei¹, Feng Yangyang¹

1. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, China;
2. Editorial Department of Journal of Jilin University, Changchun 130026, China;
3. Tianjin Institute of Geology and Mineral Resources, China Geological Survey, Tianjin 300170, China;
4. Research Institute of Jilin Geological Exploration Bureau, Changchun 130000, China

Supported by National Natural Science Foundation of China(413390444, 41172072) and Geological Survey Projects of China Geological Survey([2014]01-011-054)

Abstract: The Great Xing'an Range is one of the regions with a development of continental volcanic rocks in the Northeastern China. The volcanic rocks distribute widely, their lithofacies assemblages change greatly, and their formation is complex. We conducted a research on the geology, petrography, geochronology, and Hf isotope geochemistry for the Mesozoic volcanics erupted and emplaced in the granite zone in Xiaomoerke area. The results indicate that: the volcanic rocks in this area can be roughly divided into three assemblages: the first assemblage is mainly of dacitic pyroclastic rocks with dacite interlayer, presenting the characteristics of volcano outbreak; the second one is of basaltic trachyte andesite-trachyte andesite, showing the characteristics of overflow of volcanic magma; the third one is of trachy andesitic fused node clastic rock and breccia trachyandesite lithic crystal tuff combination. The studies on the geochemistry of volcanic lava and tuff reveal that they are all rich in alkali (w(Na₂O+K₂O)=4.88%-7.12%)and belong to the high potassium calcium alkaline series. They possess the similar trace element geochemical characteristics: significant enrichment in large ion lithophile elements (Ba, K etc.) and apparent loss of the HFSE elements (Nb, Ta, Ti, HREE). The fractionation degree of rare earth elements is moderate(LREE/HREE=8.4-8.5) and the negative Eu anomaly is small(δEu is 0.91-1.02). The Above characteristics indicate that these volcanic rocks are the products of homologous magma chamber crystallization, differentiation, and evolution, and the attribute of the magma source is of a mixed transition type of mantle and crust mantle, or of E-MORB or metasomatism of oceanic crust. The two zircon U-Pb ages obtained from the chips of dacitic crystal tuff and trachyandesitic tuff are (124.8±1.0) Ma and (123.3±1.3) Ma respectively, with Hf isotope(ε_Hf(t)=1.7-9.7, T_DM=705-407 Ma, T_DM^C=1 464-748 Ma). In combination with the research progress of regional geodynamics, we further derive that the volcanic activity occurred in the continental margin magmatic arc environment under the subduction of the Mesozoic Paleo Pacific plate to the eastern continent of China; and this coincided with the peak period (120 Ma±) of northeastern area large-scale magma underplating and lithosphere delamination, the initial magma should be adakitic magmas formed through the Paleo Pacific plate deep subduction p. The transitional rocks of adakitic magma and island arc magma might have been formed from crustal the material occurred with a certain degree of contamination during magma invasion and lithosphere delamination; in respect to the compatibility of ore-forming elements, it is confirmed that this period of magmatism provided Mo, Cu and Ag for ore-forming fluids.

Key words: geochronology geochemistry Hf isotope rock genesis volcanic rocks in the Xiaomoerke area eastern slope of the northern Great Xing'an Range

0 前言

大兴安岭地区是一个经历古亚洲洋、蒙古—鄂霍茨克洋闭合和环太平洋构造体系叠加复合构造区^[1-5]，以发育规模巨大、结构复杂的陆相火山岩带和花岗岩带以及有色、贵金属矿床倍受国内外地质学家广泛关注和研究^[6-11]。中生代陆相火山岩是大兴安岭地区和东北相邻地区的重要组成部分，构成了沿东亚活动大陆边缘最引人注目的地质特征之一。许多学者对大兴安岭地区中生代火山岩的成因及其构造背景进行了大量的研究^{[2-5, 9-10, 12-18]}，并提出各种观点：1) 与古太平洋板块俯冲作用有关的地幔部分熔融说^{[3, 5, 10-11]}；2) 与地幔柱热动力作用有关的幔源岩浆熔融说或其他板内幔源岩浆^{[2, 7]}；3) 与蒙古—鄂霍茨克洋板块俯冲和板块滑脱作用产生的幔源岩浆^{[3, 15, 18]}等；同时获得大兴安岭中西部相关火山岩的精确年龄主要形成于早白垩世，少量形成于晚侏罗世。而大兴安岭东部地区由于其火山作用复杂，自然地理、交通条件较差，尚有大面积空白区未开展过系统的1:5万区域地质矿产调查和相关科研工作，故分布的中生代火山岩的高精度测年及火山岩构造背景的研究则涉及较少。近期我们在开展大兴安岭东坡花岗岩带北部小莫尔可地区1:5万区域地质矿产调查和相关科研工作过程中，对侵入喷发在花岗岩岩体之间的陆相火山岩进行了岩石地层厘定和岩相学分析，将该区火山岩期次归为伊列克得期(组)；并在此基础上系统地进行了元素地球化学、年代学以及Hf同位素研究，以期为探讨大兴安岭不同期次火山岩的成因、形成环境和岩浆作用对成矿元素的制约以及成矿环境提供新的科学依据。

1 区域地质概况

兴蒙造山位于华北板块与西伯利亚板块之间，属于中亚造山带的东延部分，具有多块体拼贴的构造属性^{[1, 3-4]}。大兴安岭地区自西向东可以划分出3个微地块，分别为额尔古纳地块、兴安地块和松嫩地块(图 1 a)。在古生代期间，该区处于古亚洲洋构造域演化阶段：兴安地块沿塔源—喜桂图断裂于早古生代早期与额尔古纳地块拼合；松嫩地块沿二连—贺根山断裂于晚古生代与兴安地块拼贴；之后在古生代末沿索伦—西拉木伦河—长春缝合带与华北板块拼合，完成了华北板块与西伯利亚板块碰撞拼贴及其间古亚洲洋的消减闭合^{[3-6, 9]}。

图 1 大兴安岭地区构造图(a)、区域地质图(b)、小莫尔可地区地质简图(c)和火山岩实测剖面(d) Figure 1 Tectonic map of Great Xing'an Range (a) and geology map of the area(b)、simplified geological map of Xiaomoerke region(c)and measured profile of volcanic rock(d)

图选项

小莫尔可地区位于大兴安岭北段东坡花岗岩带中北部与大杨树火山盆地交结部位，是一个经历多期次地质演化作用的叠加复合构造区(图 1 a)。基础地质研究初步揭示：区域发育的地层主要是古生代海相火山-碎屑岩岩系和中生代陆相中基性和酸性火山熔岩-火山碎屑岩岩系以及新生代玄武岩岩系^[19-20]；侵入岩主要是加里东期、海西期钙碱性、碱性花岗杂岩体和燕山期钙碱性辉长岩-闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩复式岩体以及不同时期伴生的酸性不同的岩脉等^{[6, 8-9, 12, 17, 21]}；构造主要是NNE向大兴安岭主脊断裂、嫩江—八里罕断裂。多期次复杂的构造、岩浆作用使得该区现今呈现NNE向的盆山耦合地质构造格局(图 1 b)。

研究区以发育花岗杂岩和火山岩建造为特征，早期的1:20万区域地质调查^[19-20]将出露的大面积花岗杂岩建造厘定为泥盆纪、侏罗纪形成，火山岩建造归属为吉祥峰组(J₃j)、光华组(K₁gn)、甘河组(K₁g)^[19-20]。近期我们在该区地质调查研究初步揭示：区内大面积分布的碱长花岗岩就位发生在348.4 Ma、二长花岗岩侵位以310.9~300.5 Ma为主，尚有170.5和138~120 Ma的花岗质岩浆在深成、浅成就位作用；地层归属中生代伊列克得期(K₁y)(图 1c)。有关该区不同时代形成的花岗杂岩地质、元素地球化学和年代学研究成果，以期为整体揭示大兴安岭火山岩的源区性质及其演化规律提供科学依据。

2 火山岩地质、岩相学特征

在工作区范围内，火山岩主要分布在研究区中部(图 1c)，与石炭纪花岗岩体呈喷发不整合接触，其出露面积约为52 km²。野外路线地质调查、实测地质剖面以及遥感解译(图 1c、d)揭示，火山喷发模式呈现爆发相喷发或武耳卡诺式火山爆发的火山岩相特征^[22-23]，其主要岩石类型的岩相学特征见图 2和表 1：第一阶段火山岩相分布在大面积火山岩建造的边部(图 1c, 图 2d、e)，以喷发不整合与石炭纪花岗岩岩体接触，岩相由英安质火山碎屑岩夹英安岩组成，呈似层状产出；第二阶段的火山岩相分布在研究区大面积火山岩建造的中部，推测以喷发不整合与中酸性火山岩和石炭纪花岗岩体接触，是一套从下部到上部依次为玄武质粗面安山岩-粗面安山岩(图 1c, 图 2b、c)；第三阶段为玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩(中部含角砾)，分布在第二阶段内部(图 1c，图 2a)。

a.玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩; b.玄武质粗面安山岩; c.粗面安山岩; d.英安质岩屑晶屑凝灰岩; e.英安岩。Cpx.单斜辉石；Hbl.角闪石；Kfs.钾长石；Afs.碱性长石；Pl.斜长石；Q.石英。图 2 小莫尔可地区火山岩镜下显微照片 Figure 2 Microphotographs of the mediate and basic volcanic rocks from Xiaomoerke area

图选项

表 1 研究区中生代火山岩的地质、岩相学特征 Table 1 Geology petrography characteristics of Mesozoic volcanic rocks in the study area

地层归属	火山岩相	岩石类型	产状	结构、构造和矿物特征
第三阶段	中基性碎屑熔岩	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	似层状	岩石呈弱熔结结构，块状构造。由火山碎屑物(50%~55%)和熔岩基质(45%~50%)组成，岩屑与晶屑发生不同程度的熔结和塑性、脆性变形。火山碎屑是由岩屑(20%~25%)和晶屑(30%~35%)组成。其中：岩屑主要是玄武安山质岩屑和玻璃质岩屑，呈碎裂状，粒度为0.5 mm×0.7 mm~1.5 mm×2.0mm。晶屑发生熔蚀和碎裂现象，晶屑由斜长石(10%~15%)、碱性长石(10%~15%)、角闪石和辉石(占晶屑3%~5%)等组成；斜长石呈自形—半自形板状，粒度为0.5 mm×0.8 mm~0.5 mm×1.0 mm，沿缝隙见溶蚀现象，聚片双晶；碱性长石呈半自形板状，粒度为0.2 mm×0.5 mm~0.5 mm×0.7 mm；角闪石呈半自形柱状、辉石呈短柱状晶体产出，粒径为0.3~1.0 mm；部分边缘被溶蚀成浑圆状。副矿物见有磁铁矿、磷灰石及锆石等
第二阶段	中基性熔岩	玄武质粗面安山岩	层状、岩席状	岩石呈斑状结构，块状构造。斑晶体积分数为25%~30%，主要为斜长石(占斑晶50%)、碱性长石(占斑晶35%~40%)、辉石(占斑晶3%)。其中：斜长石呈半自形板状，粒度为1.0 mm×1.5 mm；碱性长石呈半自形—他形板状，粒度为0.2 mm×0.5 mm~0.5 mm×0.7 mm；辉石呈半自形短柱状，粒径约0.5 mm。基质体积分数为70%~75%，呈粗面-间隙结构，由长条状碱性长石、斜长石微晶等组成。可见磁铁矿、磷灰石等副矿物
第二阶段	中基性熔岩	粗面安山岩	层状、岩席状	岩石呈斑状结构，块状构造。斑晶体积分数为55%~65%，主要为碱性长石(占斑晶50%~60%)、斜长石(占斑晶约30%)。其中：碱性长石呈自形—半自形板状，粒度为0.4 mm×1.2 mm~0.8 mm×2.0 mm，发育卡式双晶，部分弱黏土化；斜长石呈半自形板状，粒度为0.4 mm×0.6 mm~0.7 mm×1.5 mm。基质体积分数为35%~45%，呈粗面-交织结构，由长条状碱性正长石、斜长石微晶等组成。有微量磁铁矿、磷灰石和锆石等副矿物
第一阶段	中酸性熔岩	英安岩	块状、岩席状	岩石呈斑状结构，块状构造。斑晶由斜长石及少量石英、黑云母组成。其中：斜长石体积分数为50%左右，半自形长板状，可见矿物碎裂现象以及边部溶蚀，粒度为0.4 mm×1.2 mm~0.8 mm×2.0 mm；石英体积分数为15%左右；黑云母体积分数为5%左右，鳞片状，粒度为0.1 mm×0.2 mm ~0.5 mm×0.5 mm，部分暗化。基质体积分数为30%左右，主要为隐晶质长石、石英等矿物，呈定向排列的长英质微晶矿物组成。可见微量磁铁矿、磷灰石和锆石等矿物
第一阶段	中酸性碎屑岩	英安质岩屑晶屑凝灰岩	块状、似层状	岩石呈凝灰结构，块状构造。碎屑体积分数为55%~65%，由岩屑及少量晶屑等组成；其他为硅质、火山灰及玻璃质，体积分数为35%~45%。其中：岩屑占碎屑体积分数的85%，英安质岩屑，主要由针柱状斜长石和石英组成，粒径为2.5 mm左右；晶屑占碎屑体积分数的15%左右，主要由石英、斜长石、绢云母等组成；其他由硅质、火山灰和少量玻璃质组成，硅质由细小石英颗粒排列而成，属硅化过程形成

表选项

3 实验样品与实验方法

实验样品来自测区各阶段火山岩相中的玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩、玄武质粗面安山岩、粗面安山岩、英安岩等，具体采样位置见图 1c，岩相学特征详见表 1和图 2；实验方法分述如下。

3.1 锆石U-Pb定年

为了限定成岩成矿时代，用于本次实验的U-Pb定年锆石样品采自研究区早阶段喷发的英安质岩屑晶屑凝灰岩(123°52′01″E，50°01′18″N)和晚阶段喷发形成的玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩(123°56′08″E，50°12′16″N)。样品加工分离在河北省区域地质调查大队地质实验室完成，实验过程是先将样品粉碎，然后通过浮选和磁选，在双目镜下手选获得单颗粒锆石(>1 000粒)；样品靶的制备按照SHRIMP定年锆石样品的制备方法进行，锆石制靶、阴极发光图像观察与照相在北京锆地时科技有限公司完成，单颗粒锆石U-Pb同位素测试在北京大学地壳演化实验室完成，激光斑束直径为32 μm，脉冲8 Hz。实验中采用He作为剥蚀物质的载气，每测定5个样品点校准一次国际标准锆石91500，每个样品的首尾分析加NIST610、GJ-1、CHEM和YS-1标样。由LAM-ICP-MS获得的铅同位素数据，采用Andersen的3D坐标法校正普通Pb，样品的同位素比值及元素含量计算采用GLITTER程序，采用ISOPLT(3.12) 程序自动完成谐和图解和加权平均年龄值，实验结果列于表 2、3。

表 2 研究区玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩锆石U-Pb同位素LA-ICP-MS测定结果 Table 2 U-Pb isotope composition of zircons from the basalt-trachy-andesitic tuff-lava as measured by LA-ICP-MS technique in the study area

测点号	w_B /10^-6		同位素比值							年龄/Ma
测点号	Th	U	Th/U	²⁰⁷Pb/ ²⁰⁶Pb	1σ	²⁰⁷Pb/ ²³⁵U	1σ	²⁰⁶Pb/ ²³⁸U	1σ	²⁰⁷Pb/ ²⁰⁶Pb	1σ	²⁰⁷Pb/ ²³⁵U	1σ	²⁰⁶Pb/ ²³⁸U	1σ
P2121-01	175.63	299.80	0.586	0.053 55	0.001 08	0.353 78	0.006 73	0.047 93	0.000 49	352	25	308	5	302	3
P2121-02	50.86	113.06	0.450	0.048 94	0.003 82	0.139 17	0.010 66	0.020 63	0.000 37	145	138	132	10	132	2
P2121-03	105.03	113.58	0.925	0.046 86	0.002 97	0.121 19	0.007 52	0.018 76	0.000 30	42	105	116	7	120	2
P2121-04	107.90	148.12	0.728	0.049 05	0.002 91	0.126 66	0.007 33	0.018 73	0.000 30	150	102	121	7	120	2
P2121-05	175.74	184.84	0.951	0.048 47	0.001 96	0.129 07	0.005 06	0.019 32	0.000 24	122	68	123	5	123	2
P2121-06	1 150.58	1 208.42	0.952	0.050 06	0.000 96	0.146 16	0.002 64	0.021 18	0.000 21	198	24	139	2	135	1
P2121-07	179.16	179.03	1.001	0.051 56	0.002 82	0.135 17	0.007 19	0.019 02	0.000 30	266	93	129	6	121	2
P2121-08	148.16	155.68	0.952	0.048 61	0.002 51	0.127 95	0.006 45	0.019 10	0.000 27	129	89	122	6	122	2
P2121-09	58.68	93.78	0.626	0.048 65	0.003 43	0.128 23	0.008 88	0.019 12	0.000 31	131	125	123	8	122	2
P2121-10	144.28	186.06	0.775	0.048 36	0.002 08	0.131 20	0.005 52	0.019 68	0.000 25	117	73	125	5	126	2
P2121-11	529.96	289.30	1.832	0.049 29	0.001 55	0.131 38	0.003 98	0.019 34	0.000 22	162	49	125	4	123	1
P2121-12	152.76	197.17	0.775	0.046 39	0.002 69	0.122 90	0.006 97	0.019 21	0.000 24	18	127	118	6	123	2
P2121-13	62.88	98.01	0.642	0.050 88	0.007 09	0.131 17	0.017 77	0.018 70	0.000 67	235	239	125	16	119	4
P2121-14	228.33	642.99	0.355	0.055 89	0.000 88	0.362 54	0.005 33	0.047 06	0.000 45	448	17	314	4	296	3
P2121-15	212.73	271.53	0.783	0.049 07	0.001 68	0.133 64	0.004 44	0.019 76	0.000 23	151	56	127	4	126	1
P2121-16	176.38	220.64	0.799	0.051 41	0.002 26	0.133 90	0.005 69	0.018 90	0.000 26	259	72	128	5	121	2
P2121-17	389.09	304.51	1.278	0.049 70	0.001 79	0.131 93	0.004 59	0.019 26	0.000 24	181	58	126	4	123	2
P2121-18	134.51	160.43	0.838	0.045 98	0.002 08	0.125 51	0.005 56	0.019 80	0.000 24	-3	70	120	5	126	2

表选项

表 3 研究区英安质岩屑晶屑凝灰岩锆石U-Pb同位素LA-ICP-MS测定结果 Table 3 U-Pb isotope composition of zircons from the rhyolitic lithic crystal tuff as measured by LA-ICP-MS technique in the study area

测点号	w_B /10^-6		同位素比值							年龄/Ma
测点号	Th	U	Th/U	²⁰⁷Pb/ ²⁰⁶Pb	1σ	²⁰⁷Pb/ ²³⁵U	1σ	²⁰⁶Pb/ ²³⁸U	1σ	²⁰⁷Pb/ ²⁰⁶Pb	1σ	²⁰⁷Pb/ ²³⁵U	1σ	²⁰⁶Pb/ ²³⁸U	1σ
HSY-1-01	199.00	181.63	1.096	0.048 65	0.002 40	0.131 55	0.006 24	0.019 62	0.000 35	131	76	125	6	125	2
HSY-1-02	629.91	581.88	1.083	0.056 85	0.004 11	0.150 29	0.010 63	0.019 17	0.000 29	486	165	142	9	122	2
HSY-1-03	205.23	270.53	0.759	0.058 47	0.001 95	0.159 43	0.005 12	0.019 78	0.000 30	547	44	150	4	126	2
HSY-1-04	1 051.04	894.98	1.174	0.054 41	0.003 53	0.130 66	0.008 25	0.017 42	0.000 27	388	150	125	7	111	2
HSY-1-05	256.02	206.76	1.238	0.049 38	0.002 00	0.132 39	0.005 16	0.019 46	0.000 31	166	61	126	5	124	2
HSY-1-06	359.37	413.93	0.868	0.049 09	0.001 21	0.132 45	0.003 19	0.019 58	0.000 25	152	33	126	3	125	2
HSY-1-07	673.14	643.27	1.046	0.052 72	0.001 03	0.142 68	0.002 75	0.019 63	0.000 24	317	23	135	2	125	2
HSY-1-08	292.39	178.53	1.638	0.046 99	0.002 16	0.127 56	0.005 66	0.019 70	0.000 33	49	66	122	5	126	2
HSY-1-09	264.12	335.08	0.788	0.057 34	0.001 51	0.154 64	0.003 95	0.019 57	0.000 26	505	33	146	3	125	2
HSY-1-10	227.48	259.47	0.877	0.058 80	0.003 71	0.157 71	0.009 47	0.019 46	0.000 45	560	90	149	8	124	3
HSY-1-11	436.28	437.25	0.998	0.059 02	0.003 06	0.158 28	0.007 82	0.019 46	0.000 39	568	73	149	7	124	2
HSY-1-12	311.83	376.93	0.827	0.054 34	0.002 72	0.133 56	0.006 40	0.017 83	0.000 34	385	73	127	6	114	2
HSY-1-13	798.03	726.01	1.099	0.048 05	0.002 48	0.118 05	0.005 90	0.017 82	0.000 24	102	116	113	5	114	1
HSY-1-14	155.84	208.37	0.748	0.053 09	0.001 75	0.143 36	0.004 56	0.019 59	0.000 28	333	46	136	4	125	2
HSY-1-15	206.58	228.48	0.904	0.051 61	0.002 92	0.138 33	0.007 51	0.019 44	0.000 39	268	88	132	7	124	2
HSY-1-16	242.21	192.29	1.260	0.052 91	0.004 84	0.126 08	0.011 27	0.017 28	0.000 33	325	209	121	10	110	2
HSY-1-17	311.19	309.52	1.005	0.049 60	0.001 34	0.134 01	0.003 53	0.019 60	0.000 26	176	37	128	3	125	2
HSY-1-18	545.83	500.56	1.090	0.048 63	0.001 06	0.132 02	0.002 82	0.019 69	0.000 24	130	28	126	3	126	2
HSY-1-19	164.56	229.39	0.717	0.046 29	0.002 97	0.112 95	0.007 00	0.017 70	0.000 30	13	141	109	6	113	2
HSY-1-20	628.99	580.46	1.083	0.047 77	0.001 13	0.129 70	0.003 00	0.019 69	0.000 24	88	32	124	3	126	2
HSY-1-21	73.69	81.30	0.906	0.049 82	0.006 43	0.134 44	0.017 09	0.019 57	0.000 44	187	275	128	15	125	3
HSY-1-22	1 278.40	668.38	1.913	0.054 84	0.001 72	0.135 49	0.004 10	0.017 91	0.000 25	406	43	129	4	114	2
HSY-1-23	57.52	53.73	1.071	0.050 22	0.004 00	0.135 33	0.010 33	0.019 54	0.000 51	205	125	129	9	125	3

表选项

3.2 全岩氧化物和稀土、微量元素

实验样品为玄武质粗面安山岩、粗面安山岩和英安岩以及玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩(图 1c，表 1，图 2)。全岩主量元素测试实验采用无污染常规法碎样至200目粉末以下，分析采用常规湿法(AF)和Axios MaxX-荧光光谱仪；其中，FeO采用50mL滴定管滴定；样品先按照1:5的比例放入Li₂B₄O₇溶液中，在1 050~1 250 ℃温度下熔化，然后将熔化样品制成玻璃薄片进行分析，分析精度估计1%(SiO₂)和2%(其他氧化物)。全岩微量元素和稀土元素的分析在电感耦合等离子质谱仪上完成，首先是将50 mg全岩粉末(200目以下)置于密封溶样器内罐(聚四氟乙烯，10 mL)中，加入高纯度经亚沸蒸馏纯化的1 mL氢氟酸和0.5 mL硝酸，密封后将溶样器放入温度控制在185±5 ℃烘箱中24 h。冷却取出内罐，置于电热板加热蒸至近干后加入0.5 mL硝酸蒸发近干，并重复一次；而后加入5 mL硝酸(1:1)，再次密封回烘箱3 h(130 ℃)；最后将溶液定量转移至一次性塑料瓶，加水稀释定容25 mL，摇匀后用于ICP-MS测定，测定方法和流程详见GB/T14506.30-2010。具体样品测试在河北省区域地质矿产调查所地质实验室完成。本次共完成8件实验分析，分析结果及整理结果列于表 4。

表 4 小莫尔可地区火山岩的主量、稀土、微量和成矿元素分析结果 Table 4 Analytical results of major, rare earth and trace element of the volcanic rocks in Xiaomoerke area

样品号	岩性	SiO₂	Al₂O₃	TiO₂	Fe₂O₃	FeO	CaO	MgO	K₂O	Na₂O	MnO	P₂O₅	烧失量
D3212B1	玄武质粗面安山岩	53.62	17.63	1.07	3.92	3.79	7.20	3.67	1.80	3.08	0.11	0.36	3.51
P2121-1	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	55.97	20.67	0.84	2.94	2.14	6.32	1.94	2.10	4.33	0.10	0.33	2.05
P2121-2	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	55.99	20.51	0.88	3.06	2.19	6.27	2.00	2.13	4.27	0.09	0.34	2.00
D3232B1	粗面安山岩	57.13	17.58	0.92	3.79	3.24	3.97	3.00	2.91	3.85	0.12	0.30	2.93
D6804B1	粗面安山岩	60.78	16.01	0.76	3.31	2.33	4.69	2.77	2.87	3.48	0.09	0.21	2.47
D7368B1	粗面安山岩	58.31	17.92	0.84	3.34	3.25	3.12	2.79	2.37	4.17	0.11	0.36	3.18
P0411	英安岩	65.72	15.89	0.51	2.06	1.70	3.14	1.45	3.37	3.75	0.09	0.18	1.91
D7364B1	英安岩	64.68	15.42	0.68	2.87	2.34	3.24	1.93	3.62	2.25	0.08	0.27	2.38
样品号	岩性	σ	I_s	Mg^#	A/CNK	A/NK	La	Ce	Pr	Nd	Sm	Eu	Gd
D3212B1	玄武质粗面安山岩	2.03	22.7	50.1	0.9	2.5	19.1	40.0	5.3	23.0	4.5	1.41	3.82
P2121-1	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	3.04	14.5	44.8	1.0	2.2	23.5	51.4	6.8	30.1	5.7	1.80	4.71
P2121-2	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	3.01	14.7	44.7	1.0	2.2	24.2	53.0	7.0	30.2	5.7	1.72	4.71
D3232B1	粗面安山岩	3.05	18.0	47.4	1.1	1.9	26.1	53.3	6.8	27.3	4.9	1.53	4.20
D6804B1	粗面安山岩	2.19	18.9	51.1	0.9	1.8	21.5	40.2	5.0	19.8	3.6	1.14	3.11
D7368B1	粗面安山岩	2.64	17.6	47.1	1.2	1.9	30.2	59.6	7.4	29.4	5.4	1.49	4.54
P0411	英安岩	2.19	11.8	45.0	1.0	1.6	26.9	52.9	6.4	22.5	3.8	1.06	3.01
D7364B1	英安岩	1.55	14.9	43.9	1.1	2.0	24.3	48.1	6.2	24.2	4.5	1.22	3.51
样品号	岩性	Tb	Dy	Ho	Er	Tm	Yb	Lu	Y	ΣREE	LREE	HREE	δEu
D3212B1	玄武质粗面安山岩	0.60	3.12	0.60	1.62	0.2	1.62	0.21	15.5	104.9	93.30	11.60	1.01
P2121-1	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	0.70	3.91	0.71	1.81	0.3	1.71	0.32	19.1	133.3	119.20	14.10	1.03
P2121-2	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	0.70	4.10	0.71	1.91	0.3	1.82	0.31	19.8	136.2	121.80	14.40	0.97
D3232B1	粗面安山岩	0.60	3.32	0.61	1.82	0.3	1.81	0.32	16.8	132.8	119.90	12.90	0.99
D6804B1	粗面安山岩	0.44	2.41	0.48	1.37	0.2	1.34	0.21	12.5	100.8	91.27	9.57	1.02
D7368B1	粗面安山岩	0.67	3.57	0.69	1.93	0.3	1.87	0.28	18.4	147.1	133.20	13.83	0.89
P0411	英安岩	0.41	2.38	0.49	1.43	0.2	1.48	0.23	12.7	122.8	113.20	9.62	0.92
D7364B1	英安岩	0.52	2.99	0.59	1.64	0.2	1.61	0.24	14.9	119.7	108.40	11.27	0.91
样品号	岩性	Cs	Li	Be	Rb	Ba	Sr	Zr	Nb	Hf	Ta	Th	U
D3212B1	玄武质粗面安山岩	1.59	29.90	1.28	14.7	663	1 180	130.0	7.47	3.61	0.40	1.80	0.67
P2121-1	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	2.53	31.10	1.40	51.5	778	1 415	145.1	8.04	4.09	0.68	4.16	1.29
P2121-2	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	2.34	29.37	1.44	50.9	748	1 327	154.7	8.00	4.28	0.79	4.21	1.31
D3232B1	粗面安山岩	2.13	58.80	1.74	49.8	965	1 048	174.0	9.38	6.45	0.50	3.23	1.45
D6804B1	粗面安山岩	2.27	27.80	1.24	40.1	870	749	140.0	8.06	4.04	0.51	4.51	1.47
D7368B1	粗面安山岩	1.79	31.50	1.20	15.0	603	655	179.0	7.08	5.36	0.39	1.45	0.66
P0411	英安岩	3.36	37.20	1.85	63.6	944	647	198.0	10.30	5.44	0.67	7.65	2.52
D7364B1	英安岩	5.69	34.60	1.73	63.5	1029	663	162.0	9.21	4.49	0.53	4.45	1.80
样品号	岩性	Ti	V	Cr	Co	Ni	Ga	Tl	Sc	W	Sn	Bi	Mo
D3212B1	玄武质粗面安山岩	7 267	189	21.7	27.7	16.7	23.3	0.13	16.7	0.19	1.67	0.03	0.34
P2121-1	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	5 039	102	7.5	13.0	4.9	23.9	0.30	11.9	0.75	1.70	0.07	0.24
P2121-2	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	5 247	98	7.6	12.6	4.2	22.1	0.28	12.0	0.75	1.60	0.06	0.25
D3232B1	粗面安山岩	6 376	157	18.1	23.2	14.9	24.9	0.25	17.1	0.68	1.20	0.14	0.35
D6804B1	粗面安山岩	4 944	132	41.3	18.6	14.5	20.1	0.15	13.3	0.54	1.09	0.02	0.43
D7368B1	粗面安山岩	3 967	78	3.3	13.7	6.6	16.9	0.22	5.8	0.37	1.60	0.04	0.15
P0411	英安岩	3 323	63	3.9	8.0	2.9	19.0	0.19	6.3	0.98	1.52	0.13	0.28
D7364B1	英安岩	4 644	103	7.8	16.3	13.3	21.3	0.34	9.5	0.81	2.20	0.05	0.20
样品号	岩性	Cu	Zn	Pb	Te	B	Au	As	Ag
D3212B1	玄武质粗面安山岩	26.3	103.0	10.9	0.003	12.2	1.24	8.4	0.052
P2121-1	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	20.0	69.6	14.8	0.160	4.6	0.89	2.5	0.060
P2121-2	玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩	19.1	74.8	12.7	0.110	2.4	4.06	2.4	0.170
D3232B1	粗面安山岩	22.3	103.0	19.4	0.064	6.1	1.16	6.0	0.071
D6804B1	粗面安山岩	18.6	77.5	15.4	0.011	4.3	1.46	1.8	0.051
D7368B1	粗面安山岩	13.2	72.1	12.9	0.005	2.9	1.19	1.9	0.060
P0411	英安岩	9.8	62.7	20.8	0.007	4.1	1.05	1.2	0.056
D7364B1	英安岩	16.8	77.7	18.4	0.032	2.1	0.92	1.7	0.026
注：主量元素质量分数单位为%；稀土、微量元素质量分数单位为10^-6。

表选项

3.3 Hf同位素

锆石原位Lu-Hf同位素测试是在U-Pb同位素分析的基础上，针对测年点原位分析其同位素数据；实验过程中采用He作为剥蚀物质载气，将剥蚀物质从激光探针传送到LA-MC-ICP-MS之前与Ar混合，形成混合气；实验过程中使用193 nm激光系统与Neptune LA-MC-ICP-MS联用进行Lu-Hf同位素分析，激光束斑直径为44 μm，剥蚀时间为30 s。以国际标样91500锆石为外标，标样测值与目前用溶液法获得的值在误差范围内一致。在ε_Hf(t)和模式年龄计算中，现今球粒陨石和亏损地幔的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf和¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf分别采用0.033 2、0.282 772和0.038 4、0.283 25，两阶段模式年龄T_DM^C依据大陆地壳平均组成值-0.55计算，t为样品形成时间^[17]。整个实验在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室测试完成，其中激光剥蚀器型号为New Wave公司生产的UP193FX型固体激光剥蚀系统，MC-ICP-MS型号为Thermo Fisher公司生产的Neptune Plus，实验结果列于表 5。

表 5 研究区玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩的锆石Hf同位素测定结果 Table 5 Hf isotopic data for the samples of zircons from the basalt-trachy-andesitic tuff-lava in the study area

样品号	t /Ma	¹⁷⁶Yb/ ¹⁷⁷Hf	2σ	¹⁷⁶Lu/ ¹⁷⁷Hf	2σ	¹⁷⁶Hf/ ¹⁷⁷Hf	2σ	¹⁷⁶Hf/ ¹⁷⁷Hf_i	ε_Hf(0)	ε_Hf(t)	T_DM/ Ma	T_DM^C/ Ma	f_Lu/Hf
P2121-01	120	0.009 947	0.000 350	0.000 410	0.000 014	0.282 747	0.000 059	0.282 746	-0.9	1.7	705	1 464	-0.99
P2121-02	120	0.018 655	0.000 145	0.000 779	0.000 007	0.282 891	0.000 060	0.282 889	4.2	6.8	509	1 005	-0.98
P2121-03	123	0.034 721	0.000 571	0.001 392	0.000 021	0.282 878	0.000 050	0.282 875	3.7	6.3	537	1 048	-0.96
P2121-04	121	0.022 106	0.000 895	0.000 910	0.000 035	0.282 867	0.000 056	0.282 864	3.3	5.9	546	1 083	-0.97
P2121-05	122	0.029 136	0.000 221	0.001 155	0.000 009	0.282 876	0.000 049	0.282 873	3.7	6.3	536	1 054	-0.97
P2121-06	122	0.037 748	0.000 285	0.001 474	0.000 010	0.282 871	0.000 036	0.282 868	3.5	6.1	548	1 072	-0.96
P2121-07	126	0.025 161	0.000 688	0.001 014	0.000 029	0.282 927	0.000 030	0.282 925	5.5	8.2	461	883	-0.97
P2121-08	123	0.056 857	0.000 671	0.002 212	0.000 027	0.282 802	0.000 037	0.282 797	1.1	3.6	659	1 296	-0.93
P2121-09	123	0.026 749	0.000 720	0.001 106	0.000 029	0.282 901	0.000 028	0.282 899	4.6	7.2	499	970	-0.97
P2121-10	119	0.021 738	0.000 328	0.000 875	0.000 012	0.282 907	0.000 030	0.282 905	4.8	7.3	488	957	-0.97
P2121-11	126	0.042 402	0.000 628	0.001 720	0.000 023	0.282 971	0.000 029	0.282 967	7.0	9.7	407	748	-0.95
P2121-12	121	0.030 897	0.000 631	0.001 278	0.000 023	0.282 886	0.000 029	0.282 883	4.0	6.6	523	1 023	-0.96
P2121-13	123	0.043 439	0.001 160	0.001 740	0.000 045	0.282 912	0.000 033	0.282 908	4.9	7.5	492	941	-0.95
P2121-14	126	0.047 700	0.000 562	0.001 877	0.000 022	0.282 865	0.000 034	0.282 861	3.3	5.9	562	1 089	-0.94
注：¹⁷⁶Hf/ ¹⁷⁷Hf为用锆石标样91500校正后的值；表中t代表岩石的结晶年龄。

表选项

4 实验结果 4.1 锆石U-Pb年代学 4.1.1 玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩(P2121)

显微镜透射光、阴极发光(CL)图像(图 3)和单颗粒锆石U-Pb测年结果(表 2)揭示，从该样品中分离出的锆石多呈自形—半自形柱状，粒径为35~180 μm，长短轴比约为2:1，多数锆石发育震荡环带，仅有少数锆石为他形粒状、内部结构不发育，多数具有中基性火山岩浆结晶成因锆石的特征^[24-26]；将锆石的形态、内部结构特征与测年相结合，可将它们进一步划分为3组，具体概括如下。

图 3 小莫尔可地区玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩锆石的阴极发光(CL)图像 Figure 3 CL images of zircons from the basalt-trachy-andesitic tuff-lava in Xiaomoerke region

图选项

第1组：共2颗，图 3中01、14均呈黑色自形—半自形短柱状，发育环带，颗粒大小为110~150 μm，长宽比约2.5:1。该组锆石的Th/U值为0.586和0.355(Th/U>0.1)。两颗锆石的谐和年龄为(299.0±3.8) Ma(n=2，MSWD=2)(图 4 a, b)。与晚石炭世二长花岗岩(300.5~310.9 Ma)相当，可认为是捕获的本测区晚石炭世二长花岗岩的锆石(另文发表)。

图 4 小莫尔可地区玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩的锆石U-Pb谐和线图 Figure 4 Zircon U-Pb concordia diagrams of the basalt-trachy-andesitic tuff-lava in Xiaomoerke region

图选项

第2组：共2颗，图 3中06点呈黑色半自形短柱状，颗粒大小约85 μm，晶体内部环带较发育，Th/U值为0.952；图 3中02点表面呈灰白色，他形粒状，内部依稀可看见岩浆环带，Th/U值为0.450，Th质量分数较低，约为50×10^-6，具有被热液淋滤作用影响的锆石属性^[25-26]。2颗锆石的谐和年龄为(134.0±1.5) Ma(n=2，MSWD=1.8)(图 4a, b)。鉴于其落在谐和线上，因此，它可能代表火山喷发过程捕获的较老岩浆锆石。

第3组：为玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩的主体锆石(图 3中03—05、07—13、15—18)，该组锆石呈灰色半自形短柱状或他形粒状，粒径主要集中为30~120 μm，多数长宽比约2:1，内部环带结构比较发育。Th、U质量分数分别为58.68×10^-6~529.96×10^-6和93.78×10^-6~304.51×10^-6，Th/U值为0.626~1.832，均表现出中基性火山岩岩浆锆石特征^{[24, 27]}。14个测点落在谐和线上，谐和年龄为126.0~120.0 Ma，加权平均值为(123.3±1.3) Ma(n=14，MSWD=1.6)(图 4 a, b)。从锆石的形态和结构可判断该组锆石应该是火山喷发就位过程形成的锆石。

4.1.2 英安质岩屑晶屑凝灰岩(HSY-1)

显微镜透射光、阴极发光(CL)图像(图 5)和单颗粒锆石U-Pb测年结果(图 6 a, b和表 3)揭示，从英安质岩屑晶屑凝灰岩(HSY-1) 中分离出的锆石多呈自形柱状，少数呈半自形晶，粒径为120~210 μm，长短轴比为2:1~3:1，内部发育良好的震荡环带；将锆石的形态、内部结构特征与测年相结合，可将它们进一步划分为2组，具体概括如下。

图 5 小莫尔可地区英安质岩屑晶屑凝灰岩锆石的阴极发光(CL)图像 Figure 5 CL images of zircons from the rhyolitic lithic crystal tuff in Xiaomoerke region

图选项

图 6 小莫尔可地区英安质岩屑晶屑凝灰岩的锆石U-Pb谐和线 Figure 6 ZirconU-Pb concordia diagrams of the rhyolitic lithic crystal tuff in Xiaomoerke region

图选项

第1组：呈灰色—灰黑色自形—半自形短柱状(图 5中01—03、05—11、14、15、17、18、20、21、23)，具清晰的成分环带结构，颗粒粒径为120~210 μm，长宽比为2:1~3:1。该组锆石的Th/U为0.748~1.638，且多数大于1，该组锆石的谐和年龄为(124.8±1.0) Ma(n=17，MSWD=0.25)(图 6 a, b)。以上特征均证明，该组锆石具有典型中酸性岩浆锆石特征^{[24, 26-27]}，可代表该期岩浆喷发就位的主体年龄。

第2组：多呈灰白色自形—半自形短柱状(图 5中04、12、13、16、19、22)，具清晰的成分环带结构，颗粒粒径为120~200 μm，长宽比为1:1~2.5:1。该组锆石的Th/U为0.717~1.913，经测试计算普通铅(²⁰⁶Pb^c)较高，具有一定热液锆石特征^[24-27]，6颗锆石的谐和年龄为(113.1±1.3) Ma(n=6，MSWD=0.94)(图 6 a, b)。由于两组年龄接近，故该组锆石代表的热液期次应属于主体火山岩浆喷发，属同一热事件的滞后阶段。

4.2 岩石地球化学特征 4.2.1 主量元素

所测研究区中生代火山熔岩岩石主量化学特征见表 4、图 7。上述各类岩石在火山岩TAS图解上，成分点分别落在玄武质粗面安山岩区、粗面安山岩区和英安岩区以及粗面英安岩与英安岩区分界线上(图 7a)，与野外和室内岩矿鉴定基本一致；在火山岩的w(K₂O)-w(SiO₂)岩石系列分类图解上，各类岩石成分点均落在高钾钙碱性系列区(图 7b)；在w(K₂O)-w(Na₂O)碱性系列分类图解上，1件粗面安山岩和2件玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩成分点落在钠质与钾质分界线上，大部分成分点落在钾质区(图 7c)；在A/NK-A/CNK铝质分类图解(图 7d)上，成分点大多落在准铝质-过铝质过渡区间。因此，研究区玄武质粗面安山岩应属于亚碱性、准铝质、钾质、高钾钙碱性系列；粗面安山岩和英安岩为亚碱性、过铝质、钾质、高钾钙碱性系列。

a底图据文献[28]；b底图据文献[29]；c底图据文献[30]；d底图据文献[31]。图 7 小莫尔可地区火山岩TAS岩石化学图解(a)、w(K₂O)-w(SiO₂)岩系图(b)、w(K₂O)-w(Na₂O)碱性程度图(c)和铝饱和指数图解(d) Figure 7 Diagrams of TAS(a), w(K₂O)versus w(SiO₂)(b)、w(K₂O)versus w(Na₂O)(c)and A/NK versus A/CNK(d) in Xiaomoerke region

图选项

4.2.2 稀土元素

从表 4和稀土元素对球粒陨石标准化配分图解(图 8a)可见：玄武质粗面安山岩呈现轻稀土元素富集、重稀土元素相对亏损或轻重稀土元素中等分馏、铕负异常不明显的右倾配分形式；玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩及粗面安山岩与玄武质粗面安山岩基本一致，所不同的∑REE、∑LREE、∑HREE含量偏高、轻重稀土分馏略有增强(表 4)；英安岩与前者相比，∑REE、∑LREE、∑HREE相当或略低，但分馏程度偏高，但他们整体上具有相似的稀土元素地球化学特征(表 4，图 8a)。

a底图据文献[32]；b底图据文献[33]。图 8 小莫尔可地区火山岩稀土元素配分模式(a)和微量元素蛛网图(b) Figure 8 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b) in Xiaomoerke region

图选项

4.2.3 微量元素

微量元素测试结果(表 4)揭示，玄武质粗面安山岩、玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩、粗面安山岩、英安岩具有相似的痕量元素，均表现富集Li、Cs、Be、Rb、Ba、Sr等大离子亲石元素(LILE)，相对亏损Nb、Ta、Zr、Hf、U、Th等高场强元素(HFSE)。将大离子亲石元素K、La、Ce、Nd、Sm和高场强元素Ti、P以及相容元素Yb相结合，在对原始地幔成分图解上，强烈富集Ba、K、Sr大离子亲石元素相对亏损Rb、La、Ce、Nd、Sm等大离子亲石元素以及Y、Tm、Yb；强烈亏损Ta、Nb、Ti高场强元素(图 8b)。这种特征表明其岩浆形成具有岛弧或大陆边缘岩浆弧的成因属性^[34-39]。

4.2.4 成矿元素

从表 4可知，玄武质粗面安山岩、玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩、粗面安山岩、英安岩具有相似的成矿元素含量，它们普遍具有相对较低的Ni、Co、V、Cr亲铁元素或相容元素含量，相对较高的Sc、B、Ga、Tl、W、Sn、Bi等大离子亲石元素和不同程度富集Mo、Pb和适度的Cu、Zn、Au和Te亲硫元素含量和低的Ag含量。相对原始地幔成分而言(图 9a)，强烈亏损Cr、Ni亲铁元素和Ag元素，强烈富集B、Ga、Tl、W、Bi亲石元素和Pb、As亲硫元素，V、Sc、Sn、Cu、Zn、Au、Te接近原始地幔成分。与大洋地壳平均成分相比(图 9b)，V、Ga、W、Sn、Zn、Ag变化在大洋地壳平均成分范围内，Cr、Co、Ni、Mo、Cu低于大洋地壳平均成分，B、As、Te含量接近和高于大洋地壳平均成分含量，不同程度富集Tl、Bi、Pb、Au元素；在配分图解上，表现出强烈富集Bi、Tl、Pb等元素，不同程度地亏损Cr、Ni、W、Sn、Cu、Mo等元素。这种特征至少说明：1) 地幔物质参与了岩浆作用；2) 洋壳物质参与了岩浆作用；3) 岩浆演化发生了较为明显的分馏作用^{[32, 35, 38, 40-41]}。

底图a、b据文献[38]。图 9 小莫尔可地区火山岩成矿元素对原始地幔(a)、洋壳平均成分(b)配分模式 Figure 9 Allocation model of metallogenic elements for volcanic rocks versus primitive mantle(a) and average composition of oceanic crust(b) in the Xiaomoerke area

图选项

4.3 Hf同位素特征

从表 5可知，本次测得玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩(P2121) 单颗粒锆石U-Pb测年对应的Hf同位素共14个点，且均为成岩单颗粒锆石样品；测试数据显示¹⁷⁶Yb/¹⁷⁷Hf和¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf值分别在0.009 947~0.056 857和0.000 410~0.002 212范围内变化，表明锆石在形成后基本没有或较少的放射性Hf积累，所测得¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值基本代表了其形成时体系中Hf同位素组成^{[1, 15, 17]}；¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值较高，为0.282 746~0.282 967，对应的锆石ε_Hf(t)值为1.7~9.7，波动范围较大；单阶段模式年龄为705~407 Ma，二阶段模式年龄为1 464~748 Ma。在图 10中，测试点均落入亏损地幔和球粒陨石的兴蒙造山带范围，具有幔壳混生源的特征。

底图据文献[15]。图 10 小莫尔可地区火山岩锆石Hf同位素ε_Hf(t) -t图解 Figure 10 Zicron Hf isotopic featuers for volcanic rocks ε_Hf(t) -t plot in Xiaomoerke region

图选项

5 讨论 5.1 火山岩建造归属问题

由于大兴安岭地区植被覆盖严重，地层间的接触关系不明，再加上缺乏古生物年代学资料，因而以往对含火山岩地层形成时代的确定主要是通过岩石对比，对其形成时代的研究一直是该地区研究的重点和争论的焦点。内蒙古自治区地质矿产局^[19]拟定大兴安岭北段东坡地区中生代火山岩地层主要包括塔木兰沟组、吉祥峰组、上库力组和伊列克得组；而黑龙江省地质矿产局^[20]将其拟定为塔木兰沟组、光华组、九峰山组和甘河组。近年来对区域中生代火山岩年代学研究结果表明，塔木兰沟组火山岩形成于163~140 Ma (分为163~160和147~140 Ma两期)^[42]或186~128 Ma(分为~180、165~160、150~140和~125 Ma四期)^[8]；吉祥峰组火山岩形成于141~139 Ma^[4]；上库力组火山岩形成于125~121 Ma^{[11, 42]}或135~111 Ma^[11]；伊列克得组火山岩形成于116~106 Ma^[42]或126~112 Ma^[11]。本次研究将获得的玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩(P2121)、英安质岩屑晶屑凝灰岩(HSY-1) 的就位时代分别为(123.3±1.3)、(124.8±1.0) Ma，应划归为区域伊列克得期或上库力期火山爆发旋回^{[4, 7, 11, 42]}，本文倾向于伊列克得期，相当于华北板块北缘中生代白垩纪的沙海阶(期)(123~117 Ma)^[43]。

5.2 岩浆起源与岩石成因

如前所述，研究区的火山岩类型是玄武质粗面安山岩、粗面安山岩、英安岩和共伴生的玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩、英安质岩屑晶屑凝灰岩等，可大致划分3个火山喷发阶段：第一阶段由英安质岩屑晶屑凝灰岩和英安岩等组成，呈现爆发相喷发或武耳卡诺式火山爆发的火山岩相特征^[22-23]；相对晚的第二阶段火山熔岩相为玄武质粗面安山岩、粗面安山岩；第三阶段为玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩及少量含角砾的火山碎屑岩。鉴于它们的喷发年龄基本一致，火山熔岩(玄武质粗面安山岩、粗面安山岩、英安岩)以及对应的熔岩元素地球化学分馏形式基本一致，均具有钾质、高钾钙碱性系列特征，并且微量元素与原始地幔成分相比，说明它们是岛弧或大陆边缘相同岩浆房演化的产物，均呈现岛弧或大陆边缘岩浆弧的岩浆属性^{[34-39, 44]}。在(La/Yb)_N-Yb_N和Sr/Y-w(Y)岩浆成因类型图解中(图 11a, b)，研究区玄武质粗面安山岩、粗面安山岩、英安岩和玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩的成分点大部分落在埃达克质岩区与岛弧钙碱性岩区的叠加分界区和岛弧钙碱性岩区，整体应属于大陆边缘火山弧环境下的钙碱性岩石，并且具有壳幔混生的特征。

a底图据文献[37]；b底图据文献[45]。图 11 研究区火山岩的(La/Yb)_N -Yb_N(a)和Sr/Y-w(Y)(b)分类图解 Figure 11 Diagrams of (La/Yb)_N versusw Yb_N(a) and Sr/Y versus w(Y) (b)for volcanic rocks in the study area

图选项

那么，是源区混生？还是两种岩浆混合作用？亦或是幔源岩浆演化过程受到地壳物质的强烈混染的结果呢？目前，有关岛弧或大陆边缘环境下形成的玄武质粗面安山岩、粗面安山质岩、英安岩类的成因有多种解释，曾提出过：1) 主要由玄武质岩浆分异形成^{[35, 46]}；2) 玄武质岩浆与地壳物质混染或流纹质岩浆混合形成^{[39, 45]}；3) 镁铁质地壳熔融形成等成因观点^[27]。对大兴安岭地区广泛分布的上述岩石成因曾提出：1) 下地壳先存基性火山岩部分熔融形成^[4]；2) 由原生岩浆经分异作用并混染地壳物质形成^[18]；3) 洋壳俯冲产生的流体交代亏损地幔形成富集地幔部分熔融产生的岩浆演化形成^[48]的观点。研究区的玄武质粗面安山岩、粗面安山质岩、粗面英安岩、英安岩类地球化学特征揭示，玄武质粗面安山岩的Rb/Sr值小于0.01，粗面安山质熔结凝灰岩和粗面安山岩的Rb/Sr值分别为0.04、0.02~0.05，英安岩的Rb/Sr值为0.10(原始地幔、洋壳、E-MORB为0.03，下地壳为0.02，大陆地壳为0.29)^{[32-33, 41.49]}；它们的Nb/Ta值为10.19~18.79，高于洋壳(11)、下地壳(10)^{[33, 49]}，接近于原始地幔(17.35) 和E-MORB(富集的大洋玄武岩)、N-MORB(正常大洋玄武岩)(17.66，17.65) 成分；Zr/Hf值除1件相对低(27.02) 外，多为33.47~36.40，接近原始地幔(36.25)、E-MORB(35.96)、N-MORB(36.10) 以及下地壳(33.33)^{[32, 49]}；玄武粗面安山质岩石的Ti/Y值和Ti/Zr值分别为264.35~413.32、33.90~49.40，粗面安山岩的Ti/Y值和Ti/Zr值分别为272.97~362.62、28.01~32.38，英安岩Ti/Y值和Ti/Zr值分别为274.43~243.09、15.57~25.21，具有壳幔混合性质(幔源岩浆Ti/Zr＜20；Ti/Y＜100)^{[32, 33, 41.49]}。在火山岩的w(K₂O+Na₂O)-δEu源区判别图解(图 12a)上，成分点落在地幔源与壳幔混合源分界线的壳幔混合源区；在Th/La-Nb/U图解上^[36]，玄武质粗面安山岩的成分点落在靠近蚀变洋壳区域，英安岩的成分点接近大陆地壳(图 12b)；在Th/Yb-Ta/Yb形成环境与源区判别图(图 12c)上^[34]，同样揭示了玄武质粗面安山岩的成分点落在靠近E-MORB端元、粗面安山岩到英安岩的成分点逐渐跨过大陆地壳(图 12c)，且形成环境为大陆边缘环境；这些特征表明其初始岩浆应该是来自E-MORB性质的交代地幔，换言之，E-MORB性质的地幔受到一定程度的地壳源区物质的混染；这一点与ε_Hf(t)值为1.7~9.7、单阶段模式年龄为705~407 Ma相一致，与成矿元素洋壳参与了岩浆作用相一致，更可能是残留新元古代洋壳部分熔融产生，形成深度接近30 km(图 12d)；另外值得关注的是，它们具有同源岩浆结晶分离演化的特征，即从玄武质粗面安山岩—粗面安山岩—英安岩，伴随SiO₂增加，大离子亲石元素逐渐增加，而相容元素和亲铁元素降低程度一般(图略)。但是野外和测年数据均显示英安岩岩浆先喷发就位，随后是玄武质粗面安山岩-粗面安山岩岩浆喷发。因此，从某种意义上讲：英安岩岩浆的形成可能是岩浆房发生结晶分异，依次从上部相对酸性，然后是相对基性的中部，以及中下部岩浆体分批次爆发、溢流喷至地表，研究区的第一阶段喷发呈现中酸性岩浆单批次爆发为主，而在第二、三阶段是中基性和中性岩浆复式溢流、爆发为特征；并且火山熔岩类在上升、就位过程基本没有受到地壳物质混染，仅熔结凝灰岩和凝灰岩受到了一定程度的地壳物质混染。同时也间接认证了岩浆源区是以E-MORB性质的岩石圈地幔为主，亦或是残留新元古代蚀变洋壳。

a底图据文献[41]；b底图据文献[36]；c底图据文献[34]；d底图据文献[50]。图 12 研究区火山岩的w(K₂O+Na₂O)-δEu源区判别图(a)、Th/La-Nb/U源区判别图(b)、Th/Yb-Ta/Yb形成环境与源区判别图(c)和w(Rb)- w(Sr)形成深部推测图(d) Figure 12 Diagrams of w(K₂O+Na₂O) versus δEu(a), Th/La versus Nb/U(b), Th/Yb versus Ta/Yb(c), w(Rb) versus w(Sr)(d) in the study area

图选项

关于大兴安岭地区晚中生代火山岩产出的构造环境长期以来存在着较大的争议，形成多种不同的观点，主要有如下3种：与地幔柱活动有关的构造环境^{[2, 7]}；与蒙古—鄂霍茨克洋闭合有关的造山后岩石圈伸展环境^{[4, 51-52]}；古太平洋板块向东亚大陆俯冲的构造环境^{[8, 11, 18, 21, 53]}。林强等^[2]认为大兴安岭中生代火山岩带的时空展布呈椭圆形环状分布，具有“热向斜构造”的特点，并在此基础上提出大兴安岭中生代火山岩为地幔柱活动的产物。但近年随着大兴安岭及其邻区火山岩精确年龄数据的不断积累和系统年代学格架的建立，早前所认为的环状火山岩带并不存在，火山岩形成的时代具有较大的变化范围并显示自西向东逐渐变新的趋势^{[3, 11, 42]}。此外，大兴安岭中生代火山岩具有北北东向展布的特点，与呈北东向展布的蒙古—鄂霍茨克带存在明显的差异^{[8, 13, 16, 42, 53]}，因此单纯的蒙古—鄂霍茨克洋闭合及闭合后的伸展作用也存在缺陷。亚洲大陆东部边缘发育的侏罗纪—白垩纪拼贴增生杂岩^{[6, 18]}和吉黑东部早—中侏罗世钙碱性火山岩组合及小兴安岭—张广才岭地区同时代的双峰式火成岩组合的存在^{[3, 16, 53]}，均表明古太平洋板块在早—中侏罗世已经俯冲拼贴到欧亚大陆东部边缘，此时欧亚大陆开始受到古太平洋构造体系的影响。结合大兴安岭所处的构造环境和研究区中生代火山岩的形成时代和其持有的岛弧钙碱性火山岩(CAB)的特征来看，我们更倾向于与古太平洋板块俯冲、大陆边缘岩浆弧伸展有关^{[1, 3, 8, 10, 17, 21]}。

近年来，许文良等^{[3, 10]}在系统总结东北地区火山岩年代学、岩石组合及其时空分布规律的基础上，将东北地区中生代火山作用划分为6期：晚三叠世(228~200 Ma)、早—中侏罗世(190~173 Ma)、中—晚侏罗世(166~158 Ma)、早白垩世早期(145~138 Ma)、早白垩世晚期(133~106 Ma)和晚白垩世(97~88 Ma)；吴福元等^{[6, 17]}通过对东北花岗岩等研究，认为东北岩石圈减薄峰期在120 Ma左右。本次研究显示研究区火山作用约发生在123 Ma，适值早白垩世晚期东北地区岩石圈减薄峰期(约120 Ma)。故研究区火山岩持有的俯冲洋壳部分熔融埃达克质岩浆与钙碱性岩浆的最好解释是古太平洋板块(E-MORB)向欧亚大陆深俯冲，在大陆内部岩石圈地幔之下发生大规模的部分熔融，产生的岩浆发生大规模底侵，并与先存的大陆岩石圈地幔发生作用，引发大规模的岩石圈拆沉和大规模的脉动岩浆侵位和喷发作用；与此同时，可较好地解释研究区火山岩源区地幔与壳幔混合型过渡、E-MORB型地幔以及新元古代岩石圈地幔的特征。

5.3 岩浆作用对成矿的制约

众所周知，研究区地处大兴安岭东坡铜(银、钼)铅锌多金属成矿带上。目前，在研究区的南部发现多个与火山作用有关的铜(银)多金属矿床(闹牛山、布敦化、莲花山等)，中部超大型斑岩型钼矿床(岔路口)、中型斑岩型铜钼矿床(后六九等)；北部有多宝山、铜山等斑岩型铜钼矿床和争光等浅成热液矿床以及矽卡岩型铁铜多金属矿床等^{[1, 8, 12]}。而本次所研究的火山岩区具有Au、Ag地球化学异常和局部可见黄铁矿化、硅化、青磐岩化等矿化蚀变现象(未发表成果)。从本文所研究的火山岩形成时代来看，该时段是中国东部(福建沿海、胶东、华北北缘、吉黑东部等)金、铜、银和铅锌的成矿主要时期之一，所持有的钾质、高钾钙碱性岩系的属性也具有与成矿相关性；若从地幔产生的岩浆角度出发，部分熔融过程中Cr、Ni、B、Tl、Ba、Mo、Cu、Pb、As、Au、Ag、Te被活化，呈现不同程度的不相容属性(图 9)；若从岩浆演化角度出发，亲铁元素Cr、Ni、Sc呈现相容，较早地进入固相体系(铬铁矿等)，而Tl、Ba、Pb、As呈现不相容性被保留在岩浆体系中，而Ga、W、Sn保持中性，出现明显的亏损Mo、Cu特征，表明岩浆与流体之间发生了明显分馏作用，Mo、Cu进入流体相；Ag在玄武质粗面安山岩表现强烈的亏损，也说明岩浆与流体之间发生了明显分馏作用，才使Ag进入流体相^{[1, 32, 38, 40]}。

综合以上分析，初步得出研究区火山作用具有提供Mo、Cu、Ag元素进入成矿流体的可能，可形成一定规模的成矿流体；Au的弱富集可能是被保存在岩浆热液阶段或是自交代作用的结果，故不大可能产生大规模成矿流体^{[1, 40]}。

6 结论

1) 地质和锆石U-Pb定年揭示，研究区中生代火山岩大致分为：英安质火山碎屑岩夹英安岩，玄武质粗面安山岩-粗面安山岩夹玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩组合，整体上呈现中心式火山喷发特征，其主体应相当于区域早白垩世晚期的伊列克得期火山建造。

2) 两阶段的岩石均为钾质、高钾钙碱性系列，并呈现相似的微量元素地球化学分馏特征，即以富集Ba、K、LRRE等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti、HREE等高场强元素以及分馏程度中等、Eu负异常不明显为特征，揭示它们是同源岩浆房结晶分异演化的产物，岩浆源区性质呈现地幔与壳幔混合过渡类型的属性，更显示E-MORB性质的源区。

3) 英安质岩屑晶屑凝灰岩(124.8±1.0 Ma)和玄武粗面安山质岩屑晶屑熔结凝灰岩(123.3±1.3 Ma)单颗粒锆石U-Pb定年和Hf同位素(ε_Hf(t)=1.7~9.7，T_DM =705~407 Ma、T_DM^C=1 464~748 Ma)揭示，研究区的火山作用适值东北地区大规模岩浆底侵、岩石圈拆沉作用的峰期(约120 Ma)；其岩浆作用环境属中生代古太平洋板块向中国东部大陆俯冲的大陆边缘岩浆弧；岩浆源于古太平洋板块深俯冲过程形成的埃达克质岩浆，并在底侵和岩石圈拆沉过程中发生了一定程度的地壳物质混染；岩浆喷发过程先是以英安质岩浆爆发为主，随后是玄武粗面安山质-粗面安山质岩浆溢流喷发作用。

4) 从成矿元素的地幔过程与岩浆演化过程的相容性、不相容性角度分析了成矿元素的地球化学行为，确认该期岩浆作用具有提供Mo、Cu和Ag成矿流体的可能。

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收稿日期: 2016-09-16

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