黑龙江塔溪地区中侏罗世侵入岩地球化学特征、成因及构造环境

(相关资料图)

杨文鹏1,2, 李成禄1,2, 杨元江1, 符安宗1, 郑博1, 周腾飞1, 赵瑞君1

（1.黑龙江省自然资源调查院,黑龙江 哈尔滨 150036；2.黑龙江省黑土地水土资源研究重点实验室,黑龙江 哈尔滨 150036）

摘    要

为丰富对兴蒙造山带东端中生代构造背景的认识,选取贺根山—嫩江—黑河构造带内塔溪地区的石英二长岩、石英闪长岩及石英正长岩开展岩相学、年代学和地球化学研究。结果表明,石英闪长岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果为(167.2±1.3) Ma,形成于中侏罗世。根据微量元素地球化学特征可将塔溪地区侵入岩划分为高Sr型和低Sr型两类,早期侵入的石英闪长岩为高Sr型,晚期侵入的石英二长岩和石英正长岩为低Sr型。高Sr型与低Sr型侵入体在主量、微量和稀土元素特征上均存在明显差异,具有类似I型和A型花岗岩的过渡特征,属复合型侵入岩体。该侵入岩体的形成与中生代强烈的陆内伸展造山和蒙古—鄂霍次克洋与法拉隆板块的双向俯冲闭合过程有关,是地壳在挤压增厚向伸展减薄转变的背景下,软流圈地幔上隆及玄武质岩浆底侵于下地壳并混染地壳物质部分熔融的产物。塔溪地区侵入岩体的存在,表明中侏罗世期间存在一次重要的地壳挤压增厚向伸展减薄转换事件,同时其形成时代也限定了蒙古—鄂霍次克洋东段的闭合时间应为中侏罗世。

关键词

锆石U-Pb年龄; 中侏罗世; 复合型侵入岩; 底侵作用; 蒙古—鄂霍次克洋闭合; 塔溪地区

0 前  言

中国东北地区发育广泛的古生代—中生代花岗岩,为兴蒙造山带巨型花岗岩带的东延部分[1-3]。近年来,众多学者对东北地区的花岗岩进行了系统详尽的研究,积累了一批高精度的锆石年龄及地球化学资料,构建了该地区花岗岩演化的年代学格架 [4-7]。研究指出,二叠纪古亚洲洋闭合后[8],东北地区中生代发生了大规模的岩浆活动和巨型的地壳伸展构造事件[4,8-10],其中大兴安岭和小兴安岭及张广才岭广布的晚中生代中酸性花岗岩类正是这一大规模构造岩浆事件的集中体现,连同俄罗斯远东地区晚中生代花岗岩类构成了东北亚地区极具特色的地质景观[3]。近年来,对贺根山—嫩江—黑河构造带内早—中侏罗世和早白垩世花岗岩类岩石成因及构造演化背景的研究取得了很大进展 [3,11],研究对象主要集中于该带的东部黑河—孙吴地区以及南部的甘珠而庙地区[12],但该带中部相关方面的研究还比较薄弱,这在很大程度上制约着对中生代区域构造-岩浆演化的整体认识与把握。鉴于此,本文以贺根山—嫩江—黑河构造带内塔溪地区分布的中性岩类侵入体为主要研究对象,通过岩石学、地球化学特征及锆石U-Pb(LA-ICP-MS)同位素年代学研究,探讨其形成时代、成因及形成的构造背景,以期为兴蒙造山带东端的岩浆活动及构造演化研究提供新的地质依据。

1 区域地质背景

研究区位于兴蒙造山带东端[1],兴安地块与松嫩地块接壤部位(图1(a))。

图1   塔溪地区地质简图[2]

区内地层由老至新出露有中二叠统大石寨组(P2d)流纹岩、安山岩等变中酸性火山-沉积地层、中二叠统哲斯组(P2z)泥质板岩、细砂粉砂岩夹灰岩透镜体等浅海-滨浅海沉积建造、上二叠统林西组(P3ln)岩屑长石石英砂岩、碳质板岩、粉砂岩等陆相沉积建造、下白垩统九峰山组(K1j)凝灰质岩屑砂岩、粉砂岩及凝灰质泥岩、大面积分布的下白垩统甘河组(K1g)块状玄武岩、气孔杏仁状玄武岩及玄武质安山岩等中基性火山岩、新生界西山组(Nx)致密块状玄武岩以及第四系松散盖层沉积(图1(b))。

2 岩体地质和岩相学特征

前人根据区域资料对比(无同位素年代学数据)将研究区侵入岩形成时代划分为印支期(�51)[13]和晚二叠世—早三叠世[14]。野外地质调查及实测地质剖面结果显示,本区侵入岩岩石类型主要为石英闪长岩、石英二长岩和石英正长岩(图2),总面积约63.2 km2,被中—新生代火山岩及第四系覆盖并侵入晚古生代地层。石英闪长岩出露面积最大,呈岩基及岩枝状产出,以椭圆状及不规则状分布于研究区南部。石英二长岩呈岩株状产出于石英闪长岩体的边部,在接触面处截切石英闪长岩中的节理,表明其脉动侵入石英闪长岩中,界线清晰,产状73°∠81°。石英正长岩出露面积最小(图2(c)),约2.6 km2,呈椭圆状分布于石英闪长岩体内部,脉动侵入其中(图2(b)),侵入界线清晰,不具冷凝边,接触界线产状262°∠85°。据野外各岩体侵入接触关系显示,石英闪长岩侵位最早,石英正长岩脉动侵入石英二长岩(图2(a))。

图2   塔溪地区侵入岩岩相学特征

(a)石英正长岩脉动侵入石英二长岩;(b)石英正长岩脉动侵入石英闪长岩;(c)石英正长岩野外照片;(d)石英二长岩中石英充填于长石颗粒间(+);(e)石英闪长岩中石英呈填隙状分布于斜长石中(+);(f)石英正长岩中包含细小斜长石晶粒(+);Kfs.钾长石;Qtz.石英;Pl.斜长石;Bi.黑云母

中细粒石英二长岩:灰白色,中细粒花岗结构,块状构造。斜长石体积百分含量约42%,灰白色,呈它形粒状或半自形板状,粒径0.5~1.5 mm。钾长石体积百分含量约50%,浅肉红色,呈它形粒状,粒径2~4 mm,与斜长石接触处交代结构发育,常含细粒斜长石包裹体。石英体积百分含量约5%,无色,呈它形细粒状,充填于长石颗粒间,具强烈波状消光。角闪石体积百分含量约3%,绿色,它形粒状。副矿物有锆石、磷灰石、榍石、钛铁矿及磁铁矿。锆石呈黄粉色,有金刚光泽,晶体以自形柱状为主,棱角粒状次之,晶粒较细小,粒径0.02~0.20 mm,长宽比为2：1~3：1,多为3：1,晶内黑色、红色固相及气液包裹体发育(图2(d))。

中细粒石英闪长岩:黄白色,中细粒花岗结构,块状构造。斜长石体积百分含量约62%,灰白色,呈自形或半自形板柱状,粒径0.5~2.0 mm,普遍具环带结构,常被石英或钾长石包裹,系更中长石。钾长石体积百分含量约10%,浅肉红色,呈它形粒状,充填于斜长石空隙中或包裹斜长石。石英体积百分含量约6%,烟灰色,呈它形粒状,充填于斜长石空隙中,具波状消光。黑云母体积百分含量约15%,黑色,呈它形或半自形片状,粒径0.3~2.0 mm,常含斜长石包裹体,生成晚于斜长石,早于石英和钾长石。角闪石体积百分含量约4%,浅绿色,呈它形柱状,粒径0.3~0.5 mm,有时具辉石反应边。辉石体积百分含量约3%,半自形柱状,粒径0.5~1.5 mm。副矿物有锆石、磷灰石、榍石、角闪石、钛铁矿及磁铁矿。锆石呈黄粉色、无色,有弱金刚光泽,以自形、半自形柱状为主,次棱角粒状次之,偶见长柱状,晶粒较细小,粒径0.03~0.20 mm,长宽比2：1~3：1,晶内黑色、红色固相及气液包裹体发育(图2(e))。

石英正长岩:灰白色,不等粒花岗结构,交代结构,块状构造。矿物成分由钾长石(体积百分含量约63%)、斜长石(体积百分含量约20%)、石英(体积百分含量约15%)及黑云母(体积百分含量约2%)组成。钾长石,浅肉红色,呈它形粒状,粒径2~3 mm,常包含大量细小的斜长石晶粒,斜长石普遍具净边现象,两种长石之间交代结构十分发育,常见有包含结构、交代条纹(反条纹)结构、交代蚕食结构及交代蠕英结构。石英常为等轴粒状,无色,常见被钾长石半包裹,局部见磁铁矿微粒呈团状分布于钾长石之中。副矿物有锆石、褐帘石、钛铁矿、黄铁矿及磁铁矿,少量金红石。锆石呈黄粉色,自形柱状,晶粒较细小,粒径0.03~0.15 mm,长宽比多为2：1,晶内黑色、红色固相及气液包裹体发育(图2(f))。

3 样品信息与分析方法

本文用于LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学研究的石英闪长岩样品(D0007)取自距嫩江县塔溪乡南西8.5 km路边天然露头处,样品新鲜无污染,样点位置坐标为东经126°09"03″和北纬49°21"15″(图1(b))。将样品粉碎至60目粉末,采用电磁选方法和人工重砂淘洗进行预富集,在镜下挑选出锆石,和标准锆石TEM共同固定在环氧树脂上,并对锆石靶进行镀金和抛光,拍摄反射光、透射光及阴极发光照片。

锆石分选由河北省廊坊市区域地质调查研究院完成,锆石阴极发光图像、微量元素含量及U-Th-Pb同位素测定在中国地质大学科学研究院实验中心完成,所用仪器为阴极荧光光谱仪(型号Mono CL3+),并利用激光等离子体质谱法(LA-ICP-MS)进行分析。激光剥蚀系统为GeoLas 2005,ICP-MS为Agilent 7500a。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal完成,详细的仪器操作条件和数据处理方法见参考文献[15]。U-Pb同位素测定采用锆石标准91500作为外标进行同位素分馏校正,每分析5个样品点,分析2次91500。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移,根据91500的变化采用线性内插方法进行校正。锆石U-Pb谐和图绘制采用Ludwing Squid 1.0程序和Isoplot ver 3.0程序[16]。

全岩样品信息岩石主量元素、稀土元素及微量元素分析测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。主量元素采用Philips PW2404型X荧光光谱仪(XRF)分析测试,分析偏差优于1%;微量元素和稀土元素采用Finnigan MAT Element I型高分辨率等离子体质谱仪(HR-ICP-MS)完成,分析偏差优于3%。测试方法参照DZ/T0223—2001《电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)法通则》,测试过程中室温为20 ℃,相对湿度30%。

4 分析结果

4.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试结果见表1。锆石阴极发光电子图像中锆石多为短柱状到长柱状,长宽比2：1~3：1,自形到半自形,晶形完好,晶棱与晶面清晰,具较明显的岩浆振荡环带构造(图3)。Th/U比值介于0.5~0.9之间,显示岩浆型锆石特征[17],对该样品进行了25个锆石颗粒的测定,每个锆石点位测试数据在谐和线上较为集中。所有测试样点的206Pb/238U年龄加权平均值为(167.2±1.3)Ma(MSWD=0.35),代表了石英闪长岩的结晶年龄(图4)。

表1   塔溪地区石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素数据(样品D0007)

图3   塔溪地区石英闪长岩(D0007)锆石阴极发光(CL)图像

图4   塔溪地区侵入岩锆石U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄图(样品D0007)

4.2 地球化学特征

笔者对塔溪地区5件侵入岩岩石样品进行了主量、微量及稀土元素分析,分析结果如表2所示。根据Sr富集和亏损程度可将本区侵入岩划分为高Sr(Sr含量为419.5×10-6~483.8×10-6)和低Sr(Sr含量为85.3×10-6~92.7×10-6)两种类型[18](图5(a))。其中,早期侵入的石英闪长岩为高Sr型(样品D0007、Pm207Gs15和Pm206Gs38),晚期侵入的石英二长岩(样品Pm206Gs24)和石英正长岩(Pm207Gs64)为低Sr型。

表2   塔溪地区侵入岩主量元素(%)、稀土元素(10-6)和微量元素(10-6)分析结果

图5   塔溪地区侵入岩Yb-Sr(a)[18]、SiO2-(Na2O+K2O)(b)[19]、SiO2-K2O(c)[20]和A/CNK-A/NK(d)[21]图解

4.2.1 主量元素

高Sr型侵入岩的SiO2含量介于60.45%~62.43%之间,属中性岩范畴,全碱(Na2O+K2O)含量介于6.52%~7.64%之间。岩石富铝、富钙、富镁和高TiO2,Al2O3含量介于16.22%~17.32%之间,CaO含量介于3.19%~4.98%之间,MgO含量介于2.28%~3.17%之间,TiO2含量介于0.85%~1.03%之间,Na2O/K2O为1.21~1.77,Mg#值为1.20~1.37,里特曼指数σ

低Sr型侵入岩的SiO2含量介于64.71%~65.21%之间,较前者富Si,全碱(Na2O+K2O)介于10.30%~11.37%之间。岩石富铝、低钙、低镁、低TiO2和低P2O5,Al2O3含量介于16.01%~16.35%之间,CaO含量介于1.16%~1.61%之间,

MgO含量介于0.10%~0.25%之间,TiO2含量为0.49%,P2O5含量介于0.03%~0.08%之间,Na2O/K2O为0.59~0.64,Mg#值为0.06~0.15,里特曼指数σ>3.3(4.69~5.90),整体显示为钾质碱性侵入岩特征。

在SiO2-(K2O+Na2O)、SiO2-K2O及A/CNK-A/NK图解(图5(b)—(d))中,高Sr型数据投点位于亚碱性系列高钾钙碱性系列区,为准铝质岩石;而低Sr型岩数据投点位于碱性系列钾玄岩系列区,为准铝质-弱过铝质岩石,前者分异指数(DI=62.62~71.51)低于后者(DI=87.38~87.99),表明后者岩浆酸性程度和分异演化作用高于前者。全碱(Na2O+K2O)为6.52%~11.37%,平均8.62%,与新开岭地区中侏罗世(171~164 Ma)太平山岩体(平均8.65%)和新开岭岩体(平均8.53%)[22]及巴西Queimadas A型花岗岩(平均8.95%)[23]相似。

4.2.2 微量和稀土元素

高Sr型侵入岩,稀土元素总量(∑REE)介于123.13×10-6~168.77×10-6之间,平均含量为150.99×10-6,相对较高;低Sr型侵入岩,稀土元素总量(∑REE)介于212.44×10-6~338.53×10-6之间,平均含量275.49×10-6,较高。高Sr型侵入岩的稀土元素总量平均值略低于地壳平均值165.35×10-6[24],而低Sr型侵入岩的稀土元素总量则远高于陆壳平均值;前者轻重稀土比值(LREE/HREE)为7.06~9.02,后者为10.44~17.99;前者(La/Yb)N为7.26~10.02,后者为11.85~25.29,前者轻重稀土分馏程度明显低于后者,在一定程度上指示其幔源组分含量更高[25]。岩石总体显示LREE富集、HREE亏损的左高右低的右倾形态,LREE含量变化范围较宽,HREE配分曲线呈近似水平状(图6(a))。高Sr型侵入岩的δEu值为0.74~0.83,具弱的Eu负异常特征。低Sr型侵入岩的δEu值为0.17~0.37,明显低于前者,具强烈的Eu负异常特征。

图6   塔溪地区侵入岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式[26](a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图[27-28](b)

高Sr型侵入岩Sr含量(419.5×10-6~483.9×10-6)明显高于低Sr型侵入岩(85.3×10-6~92.7×10-6),前者为后者的数倍。高Sr型侵入岩Zr、Hf含量(分别为193.1×10-6~325.0×10-6、4.9×10-6~7.6×10-6)明显低于低Sr型侵入岩Zr、Hf含量(分别为1044×10-6~1087×10-6、25.3×10-6~26.4×10-6)。低Sr型侵入岩Cr含量( 2.4 ×10-6、

5 讨论

5.1 岩石的形成时代

用于定年的石英闪长岩锆石阴极发光电子图像具有明显的岩浆振荡环带构造(图3)及较高的Th/U比值(0.5~0.9),显示岩浆型锆石特征,是岩浆结晶作用的产物。其锆石U-Pb定年结果显示,206Pb/238U加权平均年龄为(167.2±1.3) Ma,显示其形成时代为中侏罗世,代表其成岩年龄,并非前人厘定的印支期[13]及晚二叠世—早三叠世侵入体[14]。该侵入体同周边区域上,如孙吴地区白云母花岗岩(168 Ma)[11]、太平山二云母二长花岗岩体(171 Ma)和新开岭岩体(164 Ma)[22]的形成时代在误差范围内一致,表明中侏罗世在兴蒙造山带东端存在大规模的岩浆活动。

5.2 岩石的成因类型

高Sr型侵入岩具有高碱、高铝、富钙、富钛和低磷的特点,为钠质的准铝质钙碱性花岗岩,与Barbarin划分的含角闪石钙碱性花岗岩类(ACG)[29]及Maniar和Piccoli划分的岛弧花岗岩类(IAG)[21]具有相似的地球化学特征及岩石组合;其铝饱和指数A/CNK

3.2%(3.98~4.19%)、K2O/Na2O

低Sr型侵入岩较高Sr型具有富硅、高碱、富铝、低钙、低镁、低钛和相对富磷的特点,为钾质的准铝质-弱过铝质碱性花岗岩,与Barbarin划分的过碱性及碱性花岗岩类(PAG)及Maniar和Piccoli划分的后造山花岗岩类(POG)具有相似的地球化学特征及岩石组合。其碱度率AR介于4.00~4.56之间,处于铝质A型花岗岩AR值(2.7~4.6)范畴内[30],这也可从岩石中碱性长石和斜长石共生而不见碱性暗色矿物的现象中得到佐证;其TFeO/MgO比值较高,介于22.60~41.30之间,平均31.95,明显高于分异的I型(2.27)、S型(2.38)和M型(2.37)花岗岩。104Ga/Al值>2.6(3.00~3.04),而高分异I型花岗岩与A型花岗岩均具有较高的104Ga/Al值,但前者高场强元素(Zr+Nb+Ce+Y)含量明显低于A型花岗岩的下限值(350×10-6),左高右低的“海鸥式”稀土元素配分曲线形态及微量元素的特征与A型花岗岩十分相似[31-32]。在(Zr+Nb+Ce+Y)-(Na2O+K2O)/(CaO)、(Zr+Nb+Ce+Y)-(TFeO/MgO)主量、微量元素判别图解(图7(a)—(c))中,高Sr型侵入岩位于A型与I、S型的过渡区,而低Sr型侵入岩则全部位于A型花岗岩区域。高分异I型花岗岩与A型花岗岩具有类似的地球化学特征[22]。在100(MgO+TFeO+TiO2)/(SiO2)-(Al2O3+CaO)/(TFeO+K2O+Na2O)图解(图8(c))中,低Sr型侵入岩投点于碱性花岗岩区,排除其为高分异I型花岗岩。

图7   塔溪地区侵入岩成因类型判别图解((a)、(b)、(c)据Whalen等[32];(d)据张旗等[34])

图8   塔溪地区侵入岩构造环境判别图解((a)(b)据Chappell[36];(c)据Sylvester[47];(d)据Batchelor和Bowden[44];(e)据Brown[45];(f)据Alther等[46])

此外,研究区中性侵入岩体还具有以下特征:高Sr型侵入岩的SiO2含量为60.45% ~62.43%(>56%),Sr含量为419.5×10-6~483.9×10-6(>400×10-6),Al2O3含量为16.22%~17.32%(>15%),Y含量为16.3×10-6~20.3×10-6,Yb含量为1.67×10-6~1.91×10-6,与埃达克岩的地球化学性质类似[33]。在花岗岩类的Yb-Sr分类图中高Sr型侵入岩的投点全部位于埃达克型花岗岩区;而低Sr型则显得较为复杂,位于喜马拉雅型、南岭型及浙闽型过渡区(图7(d)),但其Eu*/Eu值较低(0.17~0.37),表明其为南岭型花岗岩[34]。综上所述,高Sr及低Sr型侵入岩成因类型分别对应于I型及A型,并具有由I型向A型过渡的特征,为复合型侵入岩体。

5.3 岩石构造环境

高Sr和低Sr型侵入岩主量、微量及稀土元素特征存在显著差异。主量元素上,前者较后者相对贫硅、贫碱且具有低的分异指数,相对富铝、钙、镁、钛且具有高Mg#值,前者为亚碱性高钾钙碱性系列准铝质岩石,而后者为碱性钾玄岩系列岩石。HREE的强烈亏损可能是由于富集HREE的暗色矿物单斜辉石和角闪石在岩浆形成过程中与长石等矿物发生了强分离结晶。微量元素上,两者均富集Rb、Th、La、Ce、Zr等元素,亏损Ba、Nb、Ta、Sr等元素。斜长石的分离结晶作用以及源区大量斜长石残留可能造成岩浆中的低Sr和Eu负异常,后者Eu负异常更加明显,表明岩浆曾发生过斜长石的强烈结晶分异作用;另外后者Ba、Sr含量显著降低和亲石元素Zr含量显著增高,表明钾长石的分离结晶作用也对岩体起了重要作用[35]。在δEu-(La/Yb)N、δEu-(Na2O+K2O)图解(图8(a)和c(b))中,前者位于壳源和壳幔混源区附近,更趋向于壳源区,表明岩浆源区可能主要源于地壳并卷入有幔源岩浆,指示壳幔混合源岩浆可能性较大;后者则远离壳幔混源区,全部位于壳源区。研究区高Sr和低Sr型侵入岩的稀土及微量元素具有相似的配分模式,二者在成因上应有一定的联系。分配系数相近的微量元素Nb/Ta和不相容元素La/Ce比值不受结晶分异作用的影响,可以代表原始岩浆特征[25]。高Sr型岩石Nb/Ta比值( 16.64 ~ 17.62)、La/Ce比值(0.43~0.46)与低Sr型岩石Nb/Ta比值(16.44 ~ 17.59)、La/Ce比值(0.44 ~0.46)近乎一致,表明二者具有相同的岩浆源区。Nb/Ta比值范围为16.44~17.62,平均为17.1,介于全球下地壳(Nb/Ta=8.3[27])与亏损地幔之间(Nb/Ta=17.7[27]),表明其源区具有壳幔混源的特点。中国东北地区侏罗纪花岗质岩石具有正εHf(t)值(+0.5~+9)[22]、正εNd(t)值(+2~+5)及低的tDM值[37],反映其源区物质为显生宙期间从亏损地幔新增生的年轻地壳物质,而本文侵入岩体和前人[28]所报道的花岗质岩石具有类似的地球化学特征(图6),由此认为研究区内侵入岩源区物质也为显生宙期间从亏损地幔新增生的年轻地壳物质。然而侵入岩的源区来源极其复杂多样,凭现有的资料还不能对本期侵入岩岩浆源区作出较为准确的判断。

晚古生代末,伴随兴安地块与松嫩地块碰撞拼合[37],东北地区各块体完成了最终的焊接,进入统一的陆内演化阶段。大量研究结果[2,38-39]表明,研究区中侏罗世期间发生过明显的陆内俯冲、推覆和地壳增厚,这可能是中生代陆内强烈的玄武质岩浆底侵、拆沉伸展造山作用长期孕育的结果[9]。研究区同太平洋俯冲带的距离远大于距蒙古—鄂霍次克缝合带的距离,在中生代早期太平洋板块基本上是向北俯冲的,至约125 Ma的早白垩世中期才转向西俯冲[40],合理推测中侏罗世广泛的推覆剪切和地壳增厚应同时受蒙古—鄂霍次克洋闭合和法拉隆板块(180 Ma)向欧亚大陆俯冲作用的影响[41],如早侏罗世出露在辽宁北票—朝阳地区的高钾钙碱性玄武岩-玄武安山岩为蒙古—鄂霍次克洋和法拉隆板块双俯冲作用下活动陆源产物[42],晚侏罗世(164~161 Ma)塔木兰沟组中基性火山岩为蒙古—鄂霍次克洋闭合造山后岩石圈伸展环境下的产物[43]。本次研究的高Sr型侵入岩类似于I型花岗质岩石,低Sr型侵入岩类似于A型花岗质岩石。本次虽未取得可靠的年龄,但据野外接触关系,石英闪长岩体侵位最早,石英二长岩及石英正长岩体脉动侵入石英闪长岩中,空间上密切共生。在岩石的多阳离子R1-R2图解(图8(d))中,高Sr型岩石落于板块碰撞后隆起期花岗岩区,低Sr型岩石落于晚造山期与非造山期A型花岗岩附近。在SiO2-CaO/(Na2O+K2O)图解(图8(e))中,高Sr型岩石落于挤压型岩浆作用区,而低Sr型岩石落于引张型岩浆作用区。同时研究区高Sr型和低Sr型岩石兼具埃达克型和南岭型花岗岩的地球化学特征,进一步佐证了研究区侵入岩侵位时正处于挤压增厚向伸展转换的构造转折期,与以上地质事实相符。

根据C/MF-A/MF判别图(图8(f))可知,在蒙古—鄂霍次克洋与法拉隆板块的双向俯冲作用下,陆内伸展造山作用造成地壳加厚,岩石圈地幔玄武质岩浆底侵于下地壳并混染地壳物质,在挤压背景下部分熔融形成研究区早期的高Sr型岩浆。其后,地壳热隆伸展,地幔物质和热能参与地壳部分熔融。在高温低压条件下,中下地壳脱水部分熔融,促使前期形成的高Sr型岩浆发生分离结晶作用,形成低Sr型岩浆。另外,石英正长岩具有交代蚕食和交代蠕英结构,表明低Sr型岩浆晚期可能发生了交代作用[48]。

陆内地幔软流圈底侵导致处于洋陆转换的贺根山—嫩江—黑河构造带内构造薄弱部位地壳发生热隆伸展,壳幔相互作用形成本区的高Sr型和低Sr型侵入岩,这与克孜勒及天津蓟县盘山I-A型花岗岩类似[49-50]。

曾涛等[22]及李宇等[11]对分布于研究区东北部新开岭及孙吴地区花岗岩的研究表明,这些侵入岩体的成岩时代为中侏罗世,认为蒙古—鄂霍次克洋东段的闭合时间为中侏罗世。同时结合本文的研究结果可知,塔溪地区中侏罗世侵入岩的形成构造背景经历了由挤压向伸展的转变,推测其形成构造背景与蒙古—鄂霍次克洋的俯冲、碰撞、闭合及伸展作用有关。

6 结 论

(1)黑龙江塔溪地区石英闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(167.2±1.3) Ma,表明其形成时代为中侏罗世中期,而非前人厘定的印支期。据Sr富集和亏损程度将该区侵入岩划分为高Sr和低Sr两种类型,两类岩石具有明显不同的主量、稀土及微量元素含量特征。高Sr型侵入岩富铝、富钙、富镁和TiO2含量高,低Sr型侵入岩富铝且钙、镁、TiO2和P2O5含量低。塔溪地区中侏罗世高Sr及低Sr型侵入岩成因类型分别对应于I型及A型,并具有由I型向A型过渡的特征,为复合型侵入岩体。

(2)结合区域地质背景、岩石成因类型及岩石地球化学分析结果,认为塔溪地区中侏罗世侵入岩形成于地壳挤压增厚向伸展减薄的构造转换期,与中生代强烈的陆内伸展造山和蒙古—鄂霍次克洋与法拉隆板块的双向俯冲闭合过程的陆-陆碰撞有关。

致 谢

审稿专家对论文修改提出了宝贵意见,在此表示衷心的感谢。

参考文献：

[1]刘永江, 张兴洲, 金巍, 等.东北地区晚古生代区域构造演化[J]. 中国地质, 2010, 37(4):943-951.

[2]杨文鹏, 赵超, 尹国良, 等.黑龙江塔溪地区晚古生代后造山花岗岩特征及其地质意义[J]. 现代地质, 2016, 30(6):1244-1253.

[3]曾涛, 王涛, 童英, 等.俄罗斯远东地区晚中生代花岗岩类的时空分布及其地质意义[J]. 地质通报, 2012, 31(5):732-744.

[4]WU F Y, SUN D Y, GE W C, et al.Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2011, 41(1):1-30.

[5]李成禄, 徐文喜, 于援帮, 等.小兴安岭西北部与永新金矿有关岩浆岩的年代学和地球化学及成矿构造环境[J]. 现代地质, 2017, 31(6):1114-1130.

[6]杨元江, 李成禄, 邓昌州, 等.大兴安岭大洋山钼矿成矿岩体地球化学、锆石U-Pb年龄及构造背景[J]. 现代地质, 2020, 34(5):1092-1102.

[7]汪岩, 付俊彧, 杨帆, 等.嫩江—黑河构造带收缩与伸展:源自晚古生代花岗岩类的地球化学证据[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2015, 45(2):374-388.

[8]XIAO W J, WINDLEY B F, HAO J, et al.Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture, Inner Mongolia, China: Termination of the central Asian orogenic belt[J]. Tecto-nics, 2003, 22(6):1069.

[9]邵济安, 张履桥, 肖庆辉, 等.中生代大兴安岭的隆起:一种可能的陆内造山机制[J]. 岩石学报, 2005, 21(3):789-794.

[10]DONG Y, GE W C, YANG H, et al.Geochronology and geochemistry of Early Cretaceous volcanic rocks from the Baiyingaolao Formation in the central Great Xing’an Range, NE China and its tectonic implications[J]. Lithos, 2014, 205:168-184.

[11]李宇, 丁磊磊, 许文良, 等.孙吴地区中侏罗世白云母花岗岩的年代学与地球化学:对蒙古—鄂霍茨克洋闭合时间的限定[J]. 岩石学报, 2015, 31(1):56-66.

[12]杨奇荻, 郭磊, 王涛, 等.大兴安岭中南段甘珠尔庙地区晚中生代两期花岗岩的时代、成因、物源及其构造背景[J]. 岩石学报, 2014, 30(7):1961-1981.

[13]佟志芳, 谢贵生.沐河屯幅M-52-19 1/20万区域地质调查报告[R]. 哈尔滨: 黑龙江省地质局第一区域地质测量队,1977.

[14]唐臣, 张东财, 于跃江, 等.黑龙江省矿产资源潜力评价报告[R]. 哈尔滨: 黑龙江省地质调查研究总院, 2013.

[15]YUAN H L, GAO S, LIU X M, et al.Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry[J]. Geostandards and Geoanalytical Research, 2004, 28(3):353-370.

[16]LUDWIG K R. Users Manual for Isoplot/Ex_Ver.2.49[M]. Berkeley: Berkeley Geochronology Center Special Publication, 2001:1-56.

[17]BELOUSOVA E, GRIFFIN W, O’REILLY S Y, et al.

Igneous zircon: Trace element composition as an indicator of source rock type[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2002, 143(5):602-622.

[18]张旗, 王焰, 李承东, 等.花岗岩的Sr-Yb分类及其地质意义[J]. 岩石学报, 2006, 22(9):2249-2269.

[19]IRVINE T N, BARAGAR W R A.A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks[J]. Canadian Journal of Earth Sciences, 1971, 8(5):523-548.

[20]RICKWOOD P C.Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements[J]. Lithos, 1989, 22(4):247-263.

[21]MANIAR P D, PICCOLI P M.Tectonic discrimination of grani-toids[J]. Geological Society of America Bulletin, 1989, 101(5):635-643.

[22]曾涛, 王涛, 郭磊, 等.东北新开岭地区晚中生代花岗岩类时代、成因及地质意义[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2011, 41(6):1881-1900.

[23]ALMEIDA C N, GUIMARÃES I P, FRANCISCO S A.A-type post-collisional granites in the Borborema Province-NE Brazil: The Queimadas Pluton[J]. Gondwana Research, 2002, 5(3):667-681.

[24]黎彤.化学元素的地球丰度[J]. 地球化学, 1976, 5(3):167-174.

[25]肖庆辉, 邓晋福, 马大铨, 等. 花岗岩研究思维与方法[M]. 北京: 地质出版社, 2002:247-253.

[26]BOYNTON W V.Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies[M]// Rare Earth Element Geochemistry. Amsterdam: Elsevier, 1984: 63-114.

[27]SUN S S, MCDONOUGH W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes[J]. Geological Society, London, Special Publications, 1989, 42(1):313-345.

[28]李仰春, 张克信, 吴淦国, 等.大-小兴安岭接合部早—中侏罗世侵入岩SHRIMP锆石U-Pb定年及成因[J]. 地质通报, 2013, 32(5):717-729.

[29]BARBARIN B.A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments[J]. Lithos, 1999, 46(3):605-626.

[30]EBY G N.The A-type granitoids: A review of their occurrence and chemical characteristics and speculations on their petrogenesis[J]. Lithos, 1990, 26(1/2):115-134.

[31]ZHANG H F, PARRISH R, ZHANG L, et al.A-type granite and adakitic magmatism association in Songpan-Garze fold belt, eastern Tibetan Plateau: Implication for lithospheric delamination[J]. Lithos, 2007, 97(3/4):323-335.

[32]WHALEN J B, CURRIE K L, CHAPPELL B W.A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1987, 95(4):407-419.

[33]DEFANT M J, DRUMMOND M S.Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere[J]. Nature, 1990, 347:662-665.

[34]张旗, 金惟俊, 李承东, 等.再论花岗岩按照Sr-Yb的分类:标志[J]. 岩石学报, 2010, 26(4):985-1015.

[35]KLIMM K, HOLTZ F, KING P L.Fractionation vs. magma mixing in the Wangrah Suite A-type granites, Lachlan Fold Belt, Australia: Experimental constraints[J]. Lithos, 2008, 102(3/4):415-434.

[36]CHAPPELL B W.Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplogranites[J]. Lithos, 1999, 46(3):535-551.

[37]WU F Y, SUN D Y, LI H M, et al.A-type granites in northeastern China: Age and geochemical constraints on their petroge-nesis[J]. Chemical Geology, 2002, 187(1/2):143-173.

[38]任永健, 程烁, 张明明, 等.黑龙江张家湾地区中侏罗世A型花岗岩地球化学特征及构造环境分析[J]. 现代地质, 2020, 34(5):1067-1076.

[39]ZHANG C H, LI C M, DENG H L, et al.Mesozoic contraction deformation in the Yanshan and northern Taihang mountains and its implications to the destruction of the North China Craton[J]. Science China Earth Sciences, 2011, 54(6):798-822.

[40]张旗.中国东部中生代岩浆活动与太平洋板块向西俯冲有关吗?[J]. 岩石矿物学杂志, 2013, 32(1):113-128.

[41]MARUYAMA S, SEND T.Orogeny and relative plate motions: Example of the Japanese Islands[J]. Tectonophysics, 1986, 127(3/4):305-329.

[42]孟凡超, 刘嘉麒, 崔岩, 等.中国东北地区中生代构造体制的转变:来自火山岩时空分布与岩石组合的制约[J]. 岩石学报, 2014, 30(12):3569-3586.

[43]赵忠华, 孙德有, 苟军, 等.满洲里南部塔木兰沟组火山岩年代学与地球化学[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2011, 41(6):1865-1880.

[44]BATCHELOR R A, BOWDEN P.Petrogenetic interpretation of granitoid rock series using multicationic parameters[J]. Chemical Geology, 1985, 48(1/2/3/4):43-55.

[45]BROWN G C.Calc-alkaline intrusive rocks: their diversity, evolution and relation to arcs[M]//THORPE R S. Andesites-Orogenic Andesites and Related Rocks. New York: John Wiley & Sons, 1982:437-464.

[46]ALTHER R, HOLL A, HEGNER E, et al.High-potassium, calc-alkaline I-type plutonism in the European Variscides: Northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany)[J]. Lithos, 2000, 50(1/2/3):51-73.

[47]SYLVESTER P J.Post-collisional alkaline granites[J]. The Journal of Geology, 1989, 97(3):261-280.

[48]CASTLE R O, LINDSLEY D H.An exsolution silica-pump mo-del for the origin of myrmekite[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1993, 115(1):58-65.

[49]赵玉梅, 彭戈, 赵得龙, 等.中国阿尔泰克孜勒花岗岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、岩石地球化学特征及其地质意义[J]. 地质与勘探, 2016, 52(2):271-282.

[50]杨富全, 赵越, 曾庆利, 等.天津蓟县盘山I型-A型复合花岗岩体——区域构造环境转变的记录[J]. 岩石学报, 2007, 23(3):529-546.

关键词：