小興安嶺翠巒地區早侏羅世A型花崗巖成因與動力學背景

楊元江，鄧昌州，李成祿，楊文鵬，符安宗，鄭 博，袁茂文，張立東

(1.黑龍江省自然資源調查院，黑龍江 哈爾濱 150036；2.中國科學院地球化學研究所，貴州 貴陽 550081；3.中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083)

0 引 言

花崗巖的研究可以解決區域地質演化、大地構造環境以及成巖與成礦等問題[1-2]。東北地區顯生宙花崗巖廣泛發育，被稱為巨型花崗巖省[3]，其主要的巖石成因類型是A型和I型[4]。小興安嶺地處興蒙造山帶東段，該地區花崗巖的時代主要劃分出加里東期[5]、印支期[6]和燕山期[7]。

前人對小興安嶺地區中生代花崗巖做了大量年代學與地球化學方面的研究[8-10]，取得了一些成果，研究內容有以下4個方面：(1)松嫩地塊與佳木斯地塊之間拼合(裂解)演化歷史。李偉明研究了區域425～145 Ma的演化歷史，認為185～145 Ma佳木斯地塊與松嫩地塊碰撞拼合[11]；董玉研究了(250～160)Ma的演化歷史，認為(180～160)Ma佳木斯與松嫩地塊拼合[10]。(2)小興安嶺地區中生代A型花崗巖的形成所屬大地構造背景。有學者認為主要與古亞洲洋閉合后伸展有關[12-13]，但更多學者認為與太平洋板塊向西俯沖過程中的伸展更密切[14-23]。(3)古亞洲洋與太平洋構造域轉換的時間是三疊紀或者中侏羅世[24-26]。(4)蒙古—鄂霍次克洋構造域的南向俯沖是否影響至該地區的問題[27-28]。由此可見，前人對小興安嶺地區中生代花崗巖形成的構造環境及地球動力學機制的認識還存在分歧，一定程度上制約了區域構造演化歷史的反演，也影響了區域找礦工作的部署。本文以鮮有報道的伊春翠巒地區堿長花崗巖為研究對象，通過研究其鋯石年代學及全巖地球化學特征，結合鋯石Hf同位素組成特征，探討巖石形成時代、巖石成因與源區屬性以及成巖動力學背景等。研究成果為加深對小興安嶺中生代構造演化及成巖成礦作用的理解提供新的數據支持。

1 地質背景

中亞造山帶是西伯利亞板塊與華北、塔里木板塊之間的古亞洲洋消減而形成的巨型造山帶(圖1(a))[29]，在中國境內的部分被學者定義為興蒙造山帶。自西向東主要由額爾古納地塊、興安地塊、松嫩地塊和佳木斯地塊等組成，分割其間的斷裂有新林—喜桂圖斷裂、黑河—賀根山斷裂和牡丹江—嘉蔭斷裂(圖1(b))[11]。

圖1 中亞造山帶構造簡圖(a)和中國東北地區大地構造單元劃分圖(b)(據文獻[11]修改)Fig.1 Tectonic map of the Central Asian Orogenic Belt (a)and NE China (b)(modified after reference [11])EB.額爾古納地塊；HHS.黑河—賀根山斷裂；JB.佳木斯地塊；MYS.嘉蔭—牡丹江斷裂；SB.松嫩地塊；XB.興安地塊；XXS.新林—喜桂圖斷裂

小興安嶺地區已知的最古老地層為中—新元古界東風山巖群，巖漿活動主要有早古生代、晚古生代以及中生代，嘉蔭—牡丹江斷裂為松嫩地塊與佳木斯地塊的南北向分界(圖1(b)和2(a))，該斷裂活動時間為晚古生代—早中生代[30]。研究區內地層由古生代鉛山組灰巖、大理巖，土門嶺組板巖、砂礫巖，五道嶺組流紋巖、火山碎屑巖，中生代寧遠村組流紋巖、火山碎屑巖及嫩江組細碎屑砂巖、泥巖等組成。侵入巖有中奧陶世花崗閃長巖、二長花崗巖，早侏羅世堿長花崗巖等(圖2(b))。

圖2 伊春地區花崗巖分布簡圖(a)(據文獻[31]修編)和研究區地質圖(b)Fig.2 Distribution map of granite in Yichun area (a)(modified after reference [31])and geological map of the study area (b)Qh.第四系；K2n.上白堊統嫩江組；K1n.下白堊統寧遠村組；P3w.上二疊統五道嶺組；P2t.中二疊統土門嶺組；1q.下寒武統鉛山組；χργJ1.早侏羅世堿長花崗巖；γδO2.中奧陶世花崗閃長巖；ηγO2.中奧陶世二長花崗巖；γπ.花崗斑巖脈；δμ .閃長玢巖脈

2 樣品信息及測試分析

鋯石U-Pb測年的樣品編號為CL3，采集坐標為128°34′14″E和47°42′33″N，平面位置見圖2(b)；6件地球化學測試樣品采自翠巒堿長花崗巖體鉆探巖心的不同位置。樣品巖性為細中粒堿長花崗巖，花崗結構，塊狀構造(圖3(a))，由堿性長石(約55%)、斜長石(約17%)、石英(約25%)和黑云母(約3%)組成。其中堿性長石為半自形板狀，主要為條紋長石和微斜長石，粒徑0.8～ 4.2 mm。斜長石呈自形、半自形板狀，聚片雙晶發育，粒徑1.2～3.5 mm；石英為它形粒狀，粒徑0.5～3.1 mm；黑云母為黑褐色片狀，粒徑0.4～2.5 mm(圖3(b)-(d))。

圖3 翠巒堿長花崗巖(CL3號樣品)巖石照片(a)和鏡下圖像(b)(c)(d)Fig.3 Rock specimen photos and microscopic photos of the Cuiluan alkali feldspar granite (Sample No.CL3)Bi.黑云母；Kfs.鉀長石；Mc.微斜長石；Pl.斜長石；Pth.條紋長石；Qtz.石英

分析測試工作均在武漢上譜分析科技有限責任公司完成。鋯石制靶、U-Pb同位素測年及微區原位Lu-Hf同位素分析測試方法見參考文獻[32-33]，主量元素分析測試過程見參考文獻 [34]；稀土微量元素測試利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成，測試流程見參考文獻[35-37]。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

鋯石U-Pb同位素測試數據見表1。陰極發光圖像顯示鋯石為自形，粒徑50～150 μm，發育振蕩環帶(圖4)，Th/U值為0.44～0.81，指示鋯石為巖漿成因。20個鋯石測試點的206Pb/238U年齡變化范圍為(182.6 ± 2.0)～(194.4 ± 3.3)Ma(圖5(a))，諧和年齡為(189.1 ± 1.4)Ma(MSWD=4.7)，206Pb/238U加權平均年齡為(189.1 ± 1.6)Ma(MSWD=2.1)(圖5(b))，二者在誤差范圍內基本一致，反映該年齡為堿長花崗巖的結晶年齡，與前人報道的同屬松嫩地塊東緣中生代花崗巖的侵位時代相近[12-14，38]。

表1 翠巒堿長花崗巖鋯石U-Pb測年分析結果

圖4 翠巒堿長花崗巖鋯石陰極發光(CL)圖像Fig.4 Cathodoluminescence (CL)images of zircon from the Cuiluan alkali feldspar granite

圖5 翠巒堿長花崗巖鋯石U-Pb諧和圖(a)和206Pb/238U年齡分布圖(b)Fig.5 U-Pb concordant diagram (a)and 206Pb/238U age distribution diagram (b)of zircons from the Cuiluan alkali feldspar granite

3.2 全巖主微量元素

樣品富Si(SiO2=72.39%～74.04%)、富Na(Na2O=3.44%～3.88%)和富K(K2O=4.85%～5.87%、K2O/Na2O=1.28～1.71)，貧Ca(Ca2O=0.94%～1.10%)、貧Fe(Fe2O3=1.63%～2.00%)、貧Mg(MgO=0.29%～0.39%，Mg#=14.39～18.18)、貧P(P2O5=0.05%～0.06%)和貧Ti(TiO2=0.24%～0.28%)(表2)，在花崗巖TAS圖解中全部投點于亞堿性花崗巖區域(Ir線之下)(圖6(a))，在K2O-SiO2圖解(圖6(b))中均落入高鉀鈣堿性和鉀玄巖系列區域。樣品全堿含量較高(Na2O+K2O=6.58%～8.89%)，鋁含量較高(Al2O3=13.13%～13.91%，堿度指數A/NK=1.13～1.16，鋁飽和指數A/CNK=0.99～1.01)，在A/CNK-A/NK關系圖中樣品點位于偏鋁質區域(圖6(c))。

表2 翠巒堿長花崗巖主量元素(%)和微量元素(10-6)分析結果及特征參數

圖6 翠巒堿長花崗巖TAS圖解(a)(底圖據參考文獻[39])、K2O-SiO2圖解(b)(底圖據參考文獻[40])和A/NK-A/CNK圖解(c)(底圖據參考文獻[41])Fig.6 TAS diagram (a)(modified after reference [39])，K2O-SiO2 diagram (b)(modified after reference [40])and A/NK-A/CNK diagram (c)(modified after reference [41])of the Cuiluan alkali feldspar granite

堿長花崗巖稀土元素含量較高(∑REE=192.60 ×10-6～232.80 ×10-6)，輕重稀土元素分餾明顯，富集輕稀土元素(LREE/HREE=8.50～11.54，(La/Yb)N=8.49～11.88)，可能是因為巖漿部分熔融源區存在石榴石相。銪強烈虧損(δEu=0.29～0.36)，Sr/Y比值極低(Sr/Y=2.65～3.60)，表明巖漿在上升侵位過程中發生斜長石分離結晶。在稀土元素球粒隕石標準化圖解(圖7(a))

圖7 翠巒堿長花崗巖稀土元素球粒隕石標準化圖(a)和微量元素原始地幔標準化蛛網圖(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b)of the Cuiluan alkali feldspar granite

中呈現典型“V”字形和輕稀土較重稀土富集的右傾型，微量元素原始地幔標準化圖解(圖7(b))顯示相對富集K、Rb和Hf等而虧損Ti、Nb、P和Sr等元素的特征。

3.3 鋯石Lu-Hf同位素組成

在鋯石定年基礎上，對其進行了微區Hf同位素測定，結果見表3。樣品εHf(t)=1.46～2.27，數值集中分布于球粒隕石線附近，顯示源區包含大量低εHf(t)的地殼物質。176Hf/177Hf 值在0.28270～0.28272之間，接近EMI型富集地幔值(176Hf/177Hf=0.28260～0.28270)[42]，而明顯有別于源自軟流圈的虧損地幔值(176Hf/177Hf=0.28325)[43]。fLu/Hf的值為-0.98～-0.96，對應的一階段虧損地幔模式年齡TDM1=781～751 Ma，地殼模式年齡TDMC=1133～1088 Ma。

表3 翠巒堿長花崗巖鋯石Hf同位素組成

4 討 論

4.1 巖石成因類型

Loiselle[44]將A型花崗巖定義為形成于非造山環境，具有堿性、無水特征的花崗質巖石。Pitcher[45]和King等[46]又將其定義為富鉀長石的花崗巖，并認為A 型花崗巖以適度堿性及高的(Na2O+K2O)與典型鈣堿性I型花崗巖明顯不同[47]。

而現在人們對于A型花崗巖的定義更加寬泛，包括了幾乎所有的除典型S型花崗巖和I型花崗巖之外的花崗巖，在化學成分上有時候與I型呈過渡特征，同樣化學成分上屬于S型花崗巖的某些巖石也被劃歸A型花崗巖。從目前報道來看，A型花崗巖主量元素特征均富Si，貧Ca和Mg[48]，微量元素一般都富集Ga和Eu以外的稀土元素(國內A型花崗巖∑REE值平均為219.03×10-6)和高場強元素，虧損Ba和Sr，具有明顯的Eu負異常[49]。

本文樣品以富Si、Na和K，貧Ca、Fe和Mg以及高的全堿(Na2O+K2O)值為特征，結合投圖顯示樣品屬亞堿性富鉀鈣堿性-鉀玄巖系列準鋁質貧鐵、鎂巖石。在原始地幔標準化圖中顯示富集HFSE(Th、Zr和Hf)及Ce、Y元素，Ba、Sr、Eu、P和Ti元素虧損，為典型的A型花崗巖特征；同樣在10000×Ga/Al-(K2O+Na2O)圖解中，全部投入A型花崗巖區域(圖8(a))。樣品(Zr+Nb+Ce+Y)=332.22×10-6～ 398.70×10-6，平均值366.52×10-6，與A型花崗巖的(Zr+Nb+Ce+Y)下限值(350×10-6)相當[50-51]。在(Zr+Nb+Ce+Y)-((K2O+Na2O)/CaO)圖解中絕大部分投點于A型花崗巖區域(圖8(b))。利用鋯石飽和溫度計算方法[52]得出巖體形成溫度為804～810 ℃，接近于鋁質A型花崗巖的平均溫度800 ℃[53]。綜上認為本次研究的堿長花崗巖成因類型為A型。

圖8 翠巒堿長花崗巖10000×Ga/Al-(K2O+Na2O)圖解(a)和(Zr+Nb+Ce+Y)-(K2O+Na2O)/CaO圖解(b)(底圖據參考文獻[54])Fig.8 10000×Ga/Al-(K2O+Na2O)(a)and (Zr+Nb+Ce+Y)-(K2O+Na2O)/CaO (b)discrimination diagrams of the Cuiluan alkali feldspar granite (basemap modified after reference [54])

4.2 巖漿源區屬性

關于A型花崗巖的物質來源，前人主要提出以下幾種認識：幔源巖漿的分異或部分熔融[55]、殼幔物質的混合熔融[56]、殼源物質的部分熔融和再熔模式[57]以及殼源物質的混染作用[58]。樣品的Nb、Ta和Ti等元素虧損和Th元素的富集，顯示巖漿的殼源性質[59]。稀土總量值高(∑REE=192.60×10-6～232.80×10-6，平均值216.77×10-6)，高于大陸上地殼的豐度值(146.37×10-6)，為殼源巖漿特征；Rb/Sr值為2.25～2.77，Nb/Ta值為9.64～13.05，符合殼源巖漿值(分別為> 0.50和≈11)[60]。Nd/Th=0.59～1.26，其值接近殼源巖石(約3.0)，明顯有別于幔源巖石值(> 15)；Ti/Y=38.63～51.33，平均值44.09，Ti/Zr=6.15～7.36，平均6.84，均符合陸殼巖石值(Ti/Y < 200，Ti/Zr< 30)[61]。

樣品鋯石具有較為均一的Hf同位素值組成，176Hf/177Hf=0.28270～0.28272，接近EM I型富集地幔值(176Hf/177Hf=0.2826～0.2827)[42]，對應的一階段虧損地幔模式年齡TDM1=781～751 Ma，地殼模式年齡TDMC=1133～1088 Ma，指示物源為中元古代源自EM I型富集地幔部分熔融形成的地殼物質，也表明該地區存在中元古代的地殼增生事件。通常認為如果花崗巖鋯石的εHf(t)>0，則表明巖漿源于虧損地?；驈奶潛p地幔中新增生的年輕地殼的部分熔融[62]。樣品的εHf(t)=1.46～2.27，變化幅度小且全部為正值，在εHf(t)-t圖解(圖9(a))和176Hf/177Hf-t圖解(圖9(b))中鋯石的投點全部位于球粒隕石和虧損地幔演化線之間，鋯石的εHf(t)值均為正值，反映其源區物質不具有多種來源，主要來源于年輕地殼組分，在巖漿演化中遭受了少量古老地殼物質的混染，也即主要源自新生地殼物質的部分熔融。

圖9 翠巒堿長花崗巖的εHf(t)-t圖解(a)和176Hf/177Hf-t圖解(b)Fig.9 Zircon age vs.εHf (t)(a)and 176Hf/177Hf-t(b)diagrams for the Cuiluan alkali feldspar granite

4.3 成巖動力學背景

小興安嶺中生代花崗巖所代表的構造環境方面的研究已有大量報道。東安金礦區出露的183 Ma的堿長花崗巖被認為是殼源物質部分熔融形成，反映與洋陸俯沖有關的火山弧環境[22]。鹿鳴鉬礦區發現的187 Ma的富堿質二長花崗巖巖漿物質為殼?；旌蟻碓?，其形成與地殼由擠壓向拉伸轉換的構造環境有關[7]。伊春地區堿長花崗巖具有高的ISr值和低的εNd值，韓振哲[8]認為主要與古老下地殼物質有關，存在一定程度的殼幔巖漿混合作用，形成于伸展動力學體制。另外關于該地區花崗巖的研究還有諸多報道[12-13，17]，以上花崗巖從巖石成因類型來看可以分為A型和I型。近年來在嘉蔭—伊春—尚志一帶發現了186～182 Ma的鎂鐵質-超鎂鐵質侵入巖[31]，基性侵入巖的發育被認為與伸展背景下幔源巖漿大規模底侵作用有關，反映地幔巖漿的上涌，該基性-超基性侵入巖與同時期I-A型花崗巖構成了典型的雙峰式花崗巖組合。本文認為早侏羅世小興安嶺區域伸展作用明顯，由此引起了地幔物質上涌，形成了區域基性-超基性侵入巖的發育，上覆地殼的熔融形成了I-A型花崗巖組合。翠巒堿長花崗巖εHf(t)=1.46～2.27，一階段虧損地幔模式年齡TDM1=781～751 Ma，表明巖漿物質源自新生地殼物質的部分熔融，微量元素分析同樣也顯示巖漿物質主要源自地殼，與小興安嶺早侏羅世伸展背景下地幔物質上涌導致的地殼熔融事件相一致。從小興安嶺地區早侏羅世花崗巖的分布情況來看，黑河東安—伊春翠宏山—吉林天橋崗一線分布大量早侏羅世197～178 Ma的A型花崗巖[7，12-14，22-23]，呈明顯北東向展布特征。綜上分析，本文認為小興安嶺早侏羅世巖漿活動與太平洋板塊的俯沖過程中伸展作用相聯系更加合理。

5 結 論

(1)翠巒地區堿長花崗巖鋯石U-Pb年齡為(189.1 ± 1.6)Ma，為早侏羅世巖漿活動產物，與小興安嶺地區大量早侏羅世巖漿活動時間一致。

(2)堿長花崗巖的地球化學組成具有富Si、富K以及貧Ca、貧Mg特征，樣品富集高場強元素Th、Zr和Hf及Sr，虧損Eu和Ba元素，鋯石飽和溫度804～ 810 ℃，反映巖石成因類型為A型。

(3)巖漿鋯石εHf(t)=1.46～ 2.27，反映巖漿主要源自新生地殼物質的部分熔融。176Hf/177Hf=0.28270～0.28272，對應的地殼模式年齡TDMC=1133～ 1088 Ma，指示物源為中元古代源自EM I型富集地幔的部分熔融，也表明該地區存在中元古代地殼增生事件。

(4)翠巒地區早侏羅世A型花崗巖的形成主要受太平洋板塊西向俯沖過程中區域構造伸展作用控制。

致謝：審稿專家和編輯對本文提出寶貴的修改意見使本文質量得到提升，在此表示感謝。