張祥信, 高永豐, 雷世和

(河北地質(zhì)大學(xué) 資源學(xué)院, 河北 石家莊 050031)

內(nèi)蒙古中部紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖地球化學(xué)特征及成因

張祥信, 高永豐, 雷世和

(河北地質(zhì)大學(xué) 資源學(xué)院, 河北 石家莊 050031)

內(nèi)蒙古中部紅格爾地區(qū)白音高老組主要由流紋巖組成, 含少量英安巖和粗安巖。流紋巖具有高硅、鋁和鉀,低鈣鎂的特點(diǎn)；富集大離子親石元素K、Rb、Th和U, 高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta、Ti和P強(qiáng)烈虧損, 具負(fù)異常；高w(Sr)/w(Y)和w(La)/w(Yb), 低w(Y)和w(Yb)。稀土元素總量較低, 輕重稀土元素分餾強(qiáng)烈, 具有中等的銪負(fù)異常。εNd(t)值為正值(+0.88～+2.66),tDM變化于588.3～716.4 Ma之間。主量、微量元素地球化學(xué)和Sr-Nd-Pb同位素組成顯示紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖為高鉀鈣堿性C型埃達(dá)克質(zhì)巖, 其形成與蒙古—鄂霍茨克洋的閉合碰撞有關(guān), 形成于早白堊世造山后加厚巖石圈跨塌階段的板內(nèi)伸展環(huán)境, 是加厚下地殼部分熔融的產(chǎn)物。巖漿源區(qū)部分熔融殘留相為石榴子石, 在巖漿上升演化過(guò)程中經(jīng)歷了斜長(zhǎng)石、鈦鐵礦和磷灰石的分離結(jié)晶作用。

白音高老組; 流紋巖; C型埃達(dá)克質(zhì)巖; 地球化學(xué); 紅格爾地區(qū); 內(nèi)蒙古中部

0 引 言

興蒙造山帶作為中亞造山帶的東段, 標(biāo)志著華北板塊和西伯利亞板塊的界線[1-2], 在古生代—中生代早期經(jīng)歷了復(fù)雜的構(gòu)造演化歷史, 表現(xiàn)為多塊體拼合與造山作用[1-5]。晚中生代進(jìn)入造山后階段, 大規(guī)模的火山噴發(fā)、花崗巖侵位是其重要的地質(zhì)事件, 引起了國(guó)內(nèi)外地質(zhì)學(xué)者的關(guān)注[6-18], 并取得了大量的研究成果。在興蒙造山帶, 大興安嶺及其兩側(cè)的二連盆地、海拉爾盆地和松遼盆地等地區(qū)分布有大面積的中生代火山巖, 是中國(guó)東部中生代火成巖帶的重要組成部分。越來(lái)越多的鋯石U-Pb年齡證據(jù)表明大興安嶺及鄰區(qū)中生代火山巖與區(qū)域上中生代花崗巖的時(shí)代是一致的。但是, 與中生代花崗巖[12-13]相比, 這些火山巖的巖石成因及形成構(gòu)造環(huán)境存在較多爭(zhēng)議[7-10,14-18]。關(guān)于這些火山巖的成因, 尤其對(duì)火山作用的地球動(dòng)力學(xué)背景，多數(shù)學(xué)者強(qiáng)調(diào)環(huán)太平洋構(gòu)造體制的影響[[9-10,14-16]; 一些學(xué)者認(rèn)為主要受蒙古-鄂霍茲克構(gòu)造體制的影響[17]; 還有學(xué)者認(rèn)為在不同階段受不同構(gòu)造體制的影響, 是蒙古-鄂霍茲克構(gòu)造體制和環(huán)太平洋構(gòu)造體制共同作用的產(chǎn)物[18]。因此, 大興安嶺及鄰區(qū)中生代火山巖形成的動(dòng)力學(xué)背景是興蒙造山帶構(gòu)造演化聚焦的重要科學(xué)問(wèn)題之一。

新近的鋯石U-Pb及Ar-Ar年代學(xué)資料顯示大興安嶺及鄰區(qū)中生代火山巖主要形成于122～173 Ma之間, 屬早白堊世的產(chǎn)物[7-11,15,17], 與中國(guó)東部早白堊世大火成巖事件的峰期時(shí)代相吻合[12]。前人大量資料表明, 大興安嶺及鄰區(qū)早白堊世已處于伸展構(gòu)造體制[8]。

位于二連盆地北緣的紅格爾地區(qū)分布了較廣泛的中生代火山巖, 是大興安嶺及鄰區(qū)中生代火山巖帶的組成部分。但是, 由于缺乏火山巖的巖石地球化學(xué)和同位素地球化學(xué)方面的資料, 對(duì)其巖石成因及形成構(gòu)造環(huán)境研究不足, 制約了該區(qū)乃至興蒙造山帶中生代構(gòu)造演化歷史的深入認(rèn)識(shí)。筆者依托“內(nèi)蒙古1∶5萬(wàn)準(zhǔn)和熱木音蘇木(L49E021018)等六幅區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查”項(xiàng)目, 在紅格爾地區(qū)識(shí)別出早白堊世白音高老組流紋巖具有埃達(dá)克質(zhì)巖的地球化學(xué)特征, 并以此為基礎(chǔ), 探討了其成因及形成的構(gòu)造背景, 以期為興蒙造山帶中生代構(gòu)造-巖漿演化提供新資料。

1 研究區(qū)地質(zhì)概況

紅格爾地區(qū)位于蘇尼特左旗北部, 大地構(gòu)造位置屬于興蒙造山帶西部, 緊鄰索倫縫合帶北部北方造山帶, 二連—賀根山斷裂從研究區(qū)南部通過(guò)(圖1)。

圖1 研究區(qū)所在位置及地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a)大地構(gòu)造位置分區(qū)圖(據(jù)Jian et al., 2010[20], 修改);(b) 紅格爾地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖Fig.1 The tectonic location and geological sketch map of the study area 1.第四系; 2.下白堊統(tǒng)大磨拐河組; 3.下白堊統(tǒng)白音高老組; 4.上石炭統(tǒng)寶力高廟組; 5.晚石炭世花崗閃長(zhǎng)巖; 6.晚石炭世黑云母二長(zhǎng)花崗巖; 7.晚石炭世堿長(zhǎng)花崗巖; 8.噴發(fā)不整合; 9.正斷層; 10.性質(zhì)不明斷層; 11.產(chǎn)狀; 12.取樣位置; 13.剖面線

區(qū)內(nèi)地層出露下石炭統(tǒng)寶力高廟組陸相沉積碎屑巖, 下白堊統(tǒng)白音高老組陸相酸性火山巖和大磨拐河組河湖相砂泥巖。白音高老組火山巖被大磨拐河組砂泥巖整合覆蓋, 二者產(chǎn)狀受斷裂影響略有差別。白音高老組火山巖的巖石類型主要為灰白色、灰紫色流紋巖, 夾少量淺灰色英安巖與粗安巖(圖2)?；鹕綆r產(chǎn)狀平緩, 傾向南或南東, 傾角10°～30°。區(qū)域上, 白音高老組火山巖地層巖性較穩(wěn)定, 總體以酸性火山巖夾沉積巖為特征[19]。

圖2 紅格爾地區(qū)白音高老組火山巖地質(zhì)剖面圖(剖面位置見(jiàn)圖1(b))Fig.2 Across section of the volcanic rocks from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area(The section location is shown in Fig.1(b))1.流紋巖; 2.英安巖; 3.粗安巖; 4.黑云母二長(zhǎng)花崗巖

圖3 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖野外露頭照片(a)及顯微照片(b)Fig.3 Outcrop photograph and microphotograph of the rhyolite from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area

區(qū)內(nèi)侵入巖發(fā)育, 主要為晚石炭世花崗巖體, 呈巖株產(chǎn)出。巖體的巖石類型包括堿長(zhǎng)花崗巖、花崗閃長(zhǎng)巖與黑云母二長(zhǎng)花崗巖。在巴潤(rùn)和熱木一帶, 白音高老組火山巖呈東西向條帶狀噴發(fā)不整合覆蓋堿長(zhǎng)花崗巖體之上, 沿二者接觸帶發(fā)育東西向正斷層。在紅格爾附近, 白音高老組流紋巖噴發(fā)不整合覆蓋于黑云母二長(zhǎng)花崗巖體之上(圖1)?；◢忛W長(zhǎng)巖體侵入于寶力高廟組碎屑巖之中。

區(qū)內(nèi)斷裂發(fā)育, 沿白音高老組火山巖與晚石炭世中粒堿長(zhǎng)花崗巖接觸帶發(fā)育近東西向正斷層。東西向正斷層被晚期的北北東向性質(zhì)不明斷層切割。

2 巖石學(xué)特征

白音高老組火山巖主要分布于紅格爾與巴潤(rùn)和熱木一帶, 呈北東向—近東西向展布, 厚度幾十米至幾百米不等, 巖性以流紋巖為主, 少量英安巖、粗安巖, 噴發(fā)不整合覆蓋于石炭紀(jì)黑云母二長(zhǎng)花崗巖體與堿長(zhǎng)花崗巖體之上, 或者與巖體呈斷層接觸。流紋巖呈灰白、灰紫色, 斑狀結(jié)構(gòu), 流紋構(gòu)造、塊狀構(gòu)造(圖3)。斑晶主要為石英(1%～5%)及斜長(zhǎng)石(5%～10%), 少量鉀長(zhǎng)石, 部分巖石含有少量黑云母斑晶。斜長(zhǎng)石斑晶大多為鈉長(zhǎng)石和鈉-更長(zhǎng)石, 半自形板狀, 有時(shí)具有鈉式和卡鈉聯(lián)合雙晶。斑晶大小變化范圍通常為0.1～2.5 mm, 最大者為3 mm; 石英斑晶大多呈它形粒狀或渾圓狀, 熔蝕邊和港灣狀結(jié)構(gòu)發(fā)育, 大小一般0.5～2.0 mm, 最大者為3.5 mm; 鉀長(zhǎng)石斑晶大多為正長(zhǎng)石或條紋長(zhǎng)石, 半自形板狀或粒狀集合體, 大小為0.3～1.2 mm；黑云母為褐色, 葉片狀, 零星分布, 具暗化邊?；|(zhì)主要為隱晶-微晶結(jié)構(gòu), 主要為長(zhǎng)石和石英以及脫?；纬傻拈L(zhǎng)英質(zhì)礦物。副礦物主要由磷灰石、鋯石及不透明礦物組成, 散布于基質(zhì)間。

3 地球化學(xué)特征

流紋巖樣品的地球化學(xué)數(shù)據(jù)在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測(cè)試研究中心分析完成。主量元素采用XRF玻璃熔片法分析, 分析儀器為AB104-L和PW2404 X射線熒光光譜儀, 分析精度和準(zhǔn)確度優(yōu)于5%; 稀土元素和微量元素采用ICP-MS分析方法, 分析儀器為ELEMENT 等離子體質(zhì)譜分析儀, 分析精度和準(zhǔn)確度一般優(yōu)于10%。Sr-Nd-Pb同位素組成用英國(guó)Isotopx公司制造的PHOENIX熱電離質(zhì)譜儀分析測(cè)定。Sr同位素比值采用86Sr/88Sr=0.119 4進(jìn)行質(zhì)量分餾校正, Nd同位素比值采用146Nd/144Nd=0.721 9進(jìn)行校正。Pb同位素比值采用NBS-981標(biāo)樣進(jìn)行校正。

3.1 巖石化學(xué)特征

白音高老組流紋巖巖石化學(xué)成分見(jiàn)表1。從表1可見(jiàn), 流紋巖的SiO2含量較高, 變化于69.52%～71.44%之間, 平均70.51%; MgO含量低, 介于0.30%～0.53%之間, 平均0.45%; CaO含量低, 介于1.36%～1.67%之間, 平均1.53%; Al2O3含量較高, 在14.17%～14.70%之間, 平均14.45%; K2O含量較高, 在3.92%～4.72%之間, 平均4.38%; 全堿(Na2O+K2O)含量為7.60%～8.78%, 平均8.20%;w(K2O)/w(Na2O)為1.05～1.33, 平均1.15, 相對(duì)富鉀; 全鐵w(TFe2O3)為1.66%～2.31%, 平均1.88%。Mg#為24.04～37.23, 平均32.07。A/CNK為1.01～1.10, 屬于過(guò)鋁質(zhì)巖石。TiO2含量低, 在0.276%～0.319%之間, 平均0.29%, 屬于低鈦流紋巖系列(w(TiO2)<0.4%)[21-22]。在CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物中, 出現(xiàn)過(guò)飽和礦物石英和飽和礦物長(zhǎng)石類礦物, 所有樣品出現(xiàn)剛玉分子(0.47%～1.59%)。

在TAS火山巖分類命名圖解(圖4(a))中, 所有樣品落在亞堿性系列的流紋巖區(qū), 在w(K2O)-w(SiO2)圖解(圖4(b))中落于高鉀鈣堿性系列區(qū)。因此, 巖石化學(xué)特征表明白音高老組流紋巖為過(guò)鋁質(zhì)高鉀鈣堿性巖石。

表1 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖主量元素含量(wB/%)

圖4 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖TAS分類圖(a)和w(K2O)-w(SiO2)圖解(b)((a)底圖據(jù) Middlemost [24], 1994; (b)底圖據(jù) Rickwood [25], 1989)Fig.4 TAS classification diagram (a) and K2O-SiO2 diagram (b) of rhyolites from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area ((a) after Middlemost [24], 1994; (b) after Rickwood [25], 1989)

3.2 微量元素特征

圖5 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖微量元素蛛網(wǎng)圖(a)和稀土元素配分曲線圖(b)(原始地幔數(shù)據(jù)Sun and McDonough[26], 1989; 球粒隕石值據(jù)Boynton[27], 1984)Fig.5 Trace element spidergrams (a) and chondrite-normalized REE patterns (b) for rhyolites from the Baiyingaolao Formatiom in the Honggeer area(primitive mantle values after Sun and McDonough [26], 1989; chondrite values after Boynton [30], 1984)

圖6 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖w(Zr)-10 000 w(Ga)/w(Al)和w(K2O+Na2O)-10 000 w(Ga)/w(Al)圖解(底圖據(jù)Whalen et al.[30], 1987)Fig.6 Zr vs 10,000 Ga/Al and K2O+Na2O vs 10,000 Ga/Al discrimination diagrams for rhyolites from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area(after Whalen et al. [30], 1987)

白音高老組流紋巖的微量元素表現(xiàn)出較為一致的特征(表2), 大離子親石元素Rb、Th、U、K明顯富集,w(Rb)為158×10-6～179×10-6, 平均170×10-6;w(Th)為16.5×10-6～19.2×10-6, 平均17.7×10-6;w(U)為2.75×10-6～5.49×10-6, 平均4.29×10-6。Ba相對(duì)虧損, 含量為794×10-6～1 066×10-6, 平均904×10-6。w(Sr)/w(Y)高, 介于22.52～37.06之間;w(Y)低, 介于7.61×10-6～11.10×10-6之間, 與埃達(dá)克巖的微量元素特征[23]相似。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖5(a))中, 所有樣品的微量元素分布曲線較為相似, 表現(xiàn)為總體向右傾形式。流紋巖富集大離子親石元素K、Rb、Th和U, 具明顯的正異常; 而B(niǎo)a相對(duì)虧損, 顯示負(fù)異常; 高場(chǎng)強(qiáng)元素Sr、P、Ti、Nb和Ta強(qiáng)烈虧損, 具負(fù)異常。這些特點(diǎn)暗示巖漿可能來(lái)源于地殼。巖石中Sr的負(fù)異常表明巖漿中存在斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶, 而P的負(fù)異常與磷灰石的分離結(jié)晶有關(guān)。

在花崗巖分類圖解(圖6)中, 所有樣品都落在A型花崗巖范圍內(nèi), 顯示出A型流紋巖的地球化學(xué)特征[28]。Ba、Sr、P、Ti、Nb和Ta負(fù)異常的特征類似于大興安嶺晚中生代A型花崗巖[29]。

3.3 稀土元素特征

白音高老組流紋巖稀土元素分析結(jié)果見(jiàn)表2。從表2中可見(jiàn), 稀土總量(∑REE)較低, 變化于142.60 ×10-6～159.59×10-6之間, 平均值為149.55×10-6; LREE/HREE為15.46～19.27, 平均17.26, 輕重稀土分餾強(qiáng)烈; (La/Yb)N為21.91～37.57, 平均值為27.10, 屬輕稀土富集型。(La/Sm)N為4.71～5.34, 平均5.10, 輕稀土元素內(nèi)部之間發(fā)生了一定的分餾作用; (Gd/Yb)N為2.82～4.27, 平均3.19, 重稀土內(nèi)部分餾不明顯。δEu為0.57～0.68, 平均0.64, 具中等的銪負(fù)異常, 與Sr虧損相吻合, 反映巖漿存在斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用。這與巖石中含有斜長(zhǎng)石斑晶的特征相一致。w(La)/w(Yb)高, 介于32.50～55.73之間;w(Yb)低, 為0.64×10-6～1.04×10-6, 與埃達(dá)克巖的稀土元素特征[23]相似。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(圖5(b))中, 各樣品具有相似的稀土配分模式, 表現(xiàn)為一組右傾且互相平行的平滑曲線, 且重稀土分布較為平坦。

表2 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖微量和稀土元素含量(wB/10-6)

Table 2 Trace element and rare earth element compositions of rhyolites from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area(10-6)

樣品號(hào)LiBeScVCrCoNiCuZnGaRbSrYNbYP00136．93．373．0627．353．52．642．8817．551．221．61793079．129．22YP00218．93．252．6230．039．62．132．6712．046．420．41672827．618．54YP00367．32．793．0326．770．22．654．299．633．12017727010．409．36YP00419．03．053．3129．821．72．513．4212．638．820．81702518．919．24YP00541．13．114．0829．088．03．373．8910．743．820．717027211．109．28YP00619．63．073．0624．236．22．562．2710．555．621．31782739．759．52YP00726．72．872．9222．574．62．763．057．351．719．71642479．319．03YP00826．13．083．0622．533．42．651．917．853．121．017126210．109．58YP00915．62．933．0020．728．02．441．696．848．020．115824110．709．25YP01027．92．942．9221．695．42．542．867．551．019．71692479．739．07樣品號(hào)MoCdInSbCsBaLaCePrNdSmEuGdTbYP0011．800．0300．0270．0866．0493937．670．38．4829．64．510．8823．680．475YP0021．750．0220．0230．1105．2988935．565．27．8727．34．180．7983．370．444YP0031．030．0440．0250．0766．7106634．263．87．7527．64．340．8533．440．472YP0041．310．0730．0280．1075．1388736．061．47．9928．34．360．8583．460．479YP0051．470．0410．0300．1245．5392833．865．17．7728．24．510．9323．630．509YP0062．760．0630．0280．0808．2493635．568．47．9028．04．260．8623．450．473YP0072．830．1020．0270．0827．4288333．264．57．5026．44．130．7693．250．448YP0082．820．0690．0260．0828．0588036．369．38．1228．84．480．8063．530．486YP0092．680．0480．0270．0737．8979434．1667．6526．94．230．7283．390．463YP0102．920．0630．0290．0907．8983333．163．67．3625．74．070．7873．260．442樣品號(hào)DyHoErTmYbLuTaWReTlPbBiThUYP0011．840．3060．8960．1250．7900．1080．8784．200．0030．95821．80．17319．23．90YP0021．640．2660．7720．0970．6400．0840．8063．330．0030．83420．90．17117．43．44YP0031．950．3310．9720．1390．9210．1310．9604．110．0031．04020．80．56017．83．59YP0041．890．3140．9150．1300．8590．1120．9171．710．0030．93221．40．25517．92．75YP0052．150．3711．070．1611．0400．1450．8976．440．0030．93520．80．21516．54．93YP0061．870．3220．9510．1410．9300．1280．9592．740．0030．98922．30．36618．34．79YP0071．810．3110．9140．1350．8800．1230．9234．700．0030．89721．20．37917．15．49YP0081．950．3370．9980．1450．9280．1290．9812．61<0．0020．96223．40．37218．14．74YP0091．910．3310．9910．1490．9520．1360．9632．28<0．0020．93121．60．36617．24．62YP0101．850．3150．9360．1390．9130．1270．9256．230．0030．94821．20．35717．04．67樣品號(hào)ZrHf∑REELREE/HREE(La/Yb)NδEuRb/SrTi/ZrSr/YLa/YbYP0013408．67159．5918．4232．090．640．585．3833．6647．59YP0023187．83148．1619．2737．570．630．595．6737．0655．73YP0032797．25146．9016．5825．040．650．666．1925．9637．13YP0043108．15147．0717．0328．250．650．686．0128．1741．91YP0052607．01149．3915．4621．910．680．637．3624．5032．50YP0062747．36153．1917．5325．740．670．656．1328．0038．17YP0072606．94144．3717．3425．440．620．666．4626．5337．73YP0082687．20156．3117．3826．370．600．656．2025．9439．12YP0092586．91147．9316．7824．150．570．666．4122．5235．82YP0102526．83142．6016．8724．440．640．686．7825．3936．25

表3 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖Sr-Nd-Pb同位素組成

圖7 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(a)和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(b)(底圖據(jù)Zartman and Doe[32],1981)Fig.7 207Pb/204Pb vs 206Pb/204Pb and 208Pb/204Pb vs 206Pb/204Pb plots of rhyolites from the Baiyingaolao Formationin the Honggeer area(after Zartman and Doe[32],1981)

3.4 Sr-Nd-Pb同位素特征

對(duì)5件白音高老組流紋巖進(jìn)行了Sr-Nd-Pb同位素測(cè)定, 測(cè)定結(jié)果列于表3。根據(jù)表3, 流紋巖的(87Sr/86Sr)i變化于0.704 54～0.705 06之間,(143Nd/144Nd)i變化于0.512 51～0.512 60之間, εNd(t)值為正值(+0.88～+2.66),tDM變化于588.3～716.4 Ma之間。這些結(jié)果顯示流紋巖具有虧損地幔源區(qū)的Sr-Nd同位素組成。流紋巖樣品具有正εNd(t)和低tDM值, 和大興安嶺中生代火成巖Sr-Nd同位素特征基本一致[28,31]。

流紋巖的(206Pb/204Pb)i為17.789～18.050,(207Pb/204Pb)i為15.477～15.507, (208Pb/204Pb)i為37.466～37.559。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖7(a))中, 樣品位于地幔演化線附近。

4 討 論

4.1 形成時(shí)代

本次在白音高老組流紋巖中采集了鋯石U-Pb同位素測(cè)年樣品。其中挑選了自形或半自形、多呈長(zhǎng)柱狀或短柱狀、具有明顯巖漿成因振蕩生長(zhǎng)環(huán)帶的鋯石，采用LA-ICP-MS方法測(cè)定, 獲得年齡(135±3.5) Ma(MSWD=3.67)*石家莊經(jīng)濟(jì)學(xué)院地質(zhì)調(diào)查研究院. 內(nèi)蒙古1∶5萬(wàn)準(zhǔn)和熱木音蘇木、塔拉拜農(nóng)場(chǎng)、扎爾嘎郎特敖包、登金查干陶勒蓋、烏蘭呼都格、哈珠蘇木幅區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查野外驗(yàn)收工作報(bào)告. 2014.。這個(gè)年齡與研究區(qū)以東的東烏旗地區(qū)白音高老組酸性火山巖的鋯石U-Pb年齡134～130 Ma[33]在誤差范圍內(nèi)一致。茍軍等[8]對(duì)滿洲里南部白音高老組流紋巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年, 獲得年齡141～139 Ma。陳志廣等[7]對(duì)二連盆地北緣查干諾爾組(相當(dāng)于白音高老組)流紋巖進(jìn)行40Ar/39Ar測(cè)年, 得出的年齡是142 Ma。Guo et al.[34]給出了霍林河查干諾爾組英安巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡為135 Ma。司秋亮等[11]對(duì)大興安嶺中段柴河地區(qū)白音高老組流紋巖進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年, 獲得年齡137～129 Ma。因此, 結(jié)合前人已發(fā)表的資料, 本次研究厘定蘇尼特左旗北部紅格爾地區(qū)白音高老組形成于135 Ma, 屬早白堊世火山活動(dòng)的產(chǎn)物, 與區(qū)域上是一致的。

4.2 巖漿來(lái)源

關(guān)于大興安嶺及其鄰區(qū)晚中生代流紋巖的成因, 目前主要有3種觀點(diǎn)：(1)鈣堿性玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶形成[21,35-37];(2)玄武質(zhì)巖漿底侵導(dǎo)致下地殼部分熔融的產(chǎn)物[38];(3)新生地殼和古老地殼混合成分的部分熔融, 演化過(guò)程經(jīng)受了分離結(jié)晶及同化混染作用(AFC)[22,34]。

本區(qū)白音高老組流紋巖的w(Rb)/w(Sr)為0.58～0.68, 平均0.64;w(Ti)/w(Zr)為5.38～7.36, 平均6.26, 均位于殼源巖漿范圍內(nèi)[39], 是陸殼巖石部分熔融的產(chǎn)物, 并非幔源玄武質(zhì)巖漿分異演化的結(jié)果。這從研究區(qū)及相鄰地區(qū)缺乏同時(shí)代的基性火成巖的事實(shí)可以印證[7]。

如前所述，本區(qū)流紋巖具有高w(Sr)/w(Y)(22.52～37.06)、w(La)/w(Yb)(32.50～55.73),低w(Y)(7.61×10-6～11.10×10-6)、w(Yb)(0.64×10-6～1.04×10-6), 低的w(MgO)(0.30%～0.53%)和Mg#(24.04～37.23)。這些地球化學(xué)特征表明流紋巖具有埃達(dá)克質(zhì)巖的屬性。在w(Sr)/w(Y)-w(Y)圖解(圖8)中, 樣品落于埃達(dá)克巖區(qū)。然而, 流紋巖具有高的w(K2O)和w(SiO2)、高的w(K2O)/w(Na2O), 類似于增厚下地殼部分熔融形成的C型埃達(dá)克質(zhì)巖[40-42]。與典型的埃達(dá)克巖相比, 流紋巖顯示了Sr和Eu負(fù)異常, 表明巖漿經(jīng)歷了斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用。而且, 高w(Sr)/w(Y)和w(La)/w(Yb)比值(被認(rèn)為是埃達(dá)克巖的識(shí)別標(biāo)志)并非代表了消減板片熔體, 而是代表了造山后加厚地殼的具有石榴石殘余的巖漿源區(qū), 石榴子石是部分熔融的殘留物[43-44]。由于石榴子石強(qiáng)烈富集HREE, 在稀土配分曲線圖(圖5(b))中, 本區(qū)流紋巖樣品HREE具平坦型的分布。此外, 酸性巖漿中有角閃石的存在也說(shuō)明巖石中LREE相對(duì)富集, 這一點(diǎn)既與巖漿來(lái)源于玄武質(zhì)下地殼一致, 又與白音高老組火山巖巖石類型中含有少量英安巖和粗安巖相對(duì)應(yīng)。

圖8 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖的w(Sr)/w(Y)-w(Y)圖解(底圖據(jù)Defant et al. [45], 2002)Fig.8 Sr/Y vs Y diagram of rhyolites from the Baiyingaolao Formation(after Defant et al. [45], 2002)

圖9 紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖的w(La)/w(Sm)-w(La)圖解Fig.9 La/Sm vs La diagram of rhyolites from the Baiyingaolao Formation

本區(qū)白音高老組流紋巖屬于過(guò)鋁質(zhì)高鉀鈣堿性流紋巖, 其SiO2含量超過(guò)69%, 具有相對(duì)較低的MgO、TFe2O3、CaO、TiO2、P2O5和Na2O含量。LREE富集、HREE虧損、輕重稀土元素分餾明顯。大離子親石元素U、Rb、Th和K富集明顯, Ba明顯虧損, 高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta、Ti和P強(qiáng)烈虧損。這些特征同樣表明巖漿來(lái)源于玄武質(zhì)下地殼, 在巖漿演化過(guò)程中有斜長(zhǎng)石、鈦鐵礦和磷灰石的分離結(jié)晶。在w(La)/w(Sm)-w(La)圖解(圖9)中, 流紋巖樣品隨著w(La)的增大,w(La)/w(Sm)值穩(wěn)定, 變化不大, 基本保持為一常數(shù), 表明巖漿經(jīng)受了分離結(jié)晶作用的演化趨勢(shì)。

已有的研究表明, 大興安嶺地區(qū)地殼為新生地殼, 具有與虧損地幔相似的Sr-Nd同位素組成特征[7,28,31]。本區(qū)白音高老組流紋巖具有正εNd(t)(+0.88～+2.66)和低tDM值(588.3～716.4 Ma), Sr-Nd同位素特征與大興安嶺地區(qū)一致, 指示巖漿源區(qū)為下地殼。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解上(圖7(b)), 樣品Pb同位素組成具有上地殼特征, 可能表明下地殼巖漿源區(qū)巖漿在演化過(guò)程中受到了上地殼的同化混染作用。

綜上分析, 本區(qū)白音高老組流紋巖屬于C型埃達(dá)克質(zhì)巖, 是由加厚的下地殼部分熔融形成的。源區(qū)部分熔融殘留相為石榴子石, 在巖漿上升演化過(guò)程中經(jīng)歷了斜長(zhǎng)石、鈦鐵礦和磷灰石的分離結(jié)晶作用, 可能受到了上地殼的同化混染作用。

4.3 構(gòu)造環(huán)境

前人對(duì)大興安嶺及鄰區(qū)中生代火山巖形成的構(gòu)造環(huán)境存在較多爭(zhēng)議。有的學(xué)者認(rèn)為大興安嶺大面積分布的中生代火山巖與地幔柱活動(dòng)或相關(guān)的板內(nèi)作用有關(guān)[21,38,46]; 有的學(xué)者認(rèn)為與古太平洋板塊的俯沖作用有關(guān)[9-10,14-16]; 也有一些學(xué)者認(rèn)為與蒙古-鄂霍次克洋閉合碰撞造山后的伸展作用有關(guān)[17]。

地幔柱模式是基于大興安嶺及鄰區(qū)晚古生代—晚中生代火山巖呈現(xiàn)環(huán)狀分布的特征提出的[46]。然而, 大興安嶺及鄰區(qū)不存在環(huán)狀火山巖帶, 火山巖帶呈NE向帶狀分布，并且大興安嶺北段和南段的火山巖形成時(shí)間并不一致, 具有較大的時(shí)代范圍(185～105 Ma)[10], 不支持地幔柱成因。

一些學(xué)者認(rèn)為大興安嶺及鄰區(qū)中生代火山巖的形成是古太平洋板塊向中國(guó)大陸俯沖作用的結(jié)果[9-10,14-16]。已有的研究表明, 古太平洋板塊最初的俯沖方向?yàn)橄虮被蛘弑蔽鞣较騕47], 真正向西俯沖時(shí)間只有125～110 Ma和43～0 Ma兩個(gè)時(shí)間段[48]。因此, 古太平洋板塊的向西俯沖對(duì)大興安嶺地區(qū)中生代巖漿活動(dòng)影響有限。大興安嶺及鄰區(qū)遠(yuǎn)距古太平洋板塊俯沖帶數(shù)千千米, 古太平洋板塊俯沖形成巨量的晚中生代火山巖是值得商榷的[48]。

蒙古-鄂霍茨克洋構(gòu)造體制對(duì)大興安嶺及鄰區(qū)地質(zhì)演化歷史作用的研究越來(lái)越受到重視[4,22,49-51]。古生代末期, 古亞洲洋閉合, 西伯利亞板塊與華北板塊碰撞拼合形成了興蒙造山帶, 但其北側(cè)仍存在有蒙古-鄂霍茨克洋。古地磁和地質(zhì)資料顯示, 蒙古-鄂霍茨克洋從晚石炭世開(kāi)始, 呈剪刀式從西往東逐漸閉合, 在中—晚侏羅世最終閉合[52-54]。因此, 蒙古-鄂霍次克洋閉合碰撞后的伸展構(gòu)造環(huán)境更可能是大范圍晚中生代火山巖形成的主要原因。

研究區(qū)遠(yuǎn)離古太平洋俯沖帶, 其陸殼加厚作用可能與蒙古-鄂霍茨克洋閉合碰撞有關(guān)。中生代期間, 伴隨著蒙古-鄂霍茨克洋閉合, 蒙古-華北大陸與西伯利亞大陸發(fā)生碰撞[4,49,52,55], 導(dǎo)致陸殼與巖石圈加厚。蒙古-華北北部地塊中晚侏羅世處于地殼縮短和推覆加厚時(shí)期[52,56]。在燕山、大青山和北山地區(qū)出現(xiàn)的大規(guī)模逆沖推覆構(gòu)造記錄了這次強(qiáng)烈的擠壓構(gòu)造變形事件[56]。大興安嶺及鄰區(qū)在中生代早侏羅世后識(shí)別出4次擠壓逆沖事件[57]。這些指示了中生代蒙古-鄂霍茨克洋閉合碰撞過(guò)程的地質(zhì)事件。

在花崗巖的w(Hf)-w(Rb)/30-w(Ta)構(gòu)造環(huán)境判別圖解中(圖略), 本區(qū)流紋巖樣品落在碰撞后花崗巖的范圍內(nèi)。在A型花崗巖w(Y)-w(Nb)-3w(Ga)判別圖解(圖略)中, 樣品點(diǎn)均落入A2 型花崗巖區(qū)域, 同樣指示造山后的張性構(gòu)造環(huán)境。由此, 蘇尼特左旗北部紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖的形成與蒙古-鄂霍茨克洋的演化有關(guān), 反映了造山后加厚巖石圈跨塌階段的板內(nèi)伸展環(huán)境。

綜上所述, 隨著蒙古-鄂霍茨克洋閉合碰撞, 造山后加厚的巖石圈發(fā)生重力垮塌, 構(gòu)造環(huán)境由擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)槔瓘垺Ｑ芯繀^(qū)白音高老組流紋巖形成于造山后加厚巖石圈跨塌的板內(nèi)伸展構(gòu)造背景, 同時(shí)表明蘇尼特左旗北部紅格爾地區(qū)135 Ma已經(jīng)處于板內(nèi)拉張環(huán)境。

5 結(jié) 論

通過(guò)對(duì)蘇尼特左旗北部紅格爾地區(qū)早白堊世白音高老組流紋巖的巖石地球化學(xué)和同位素地球化學(xué)研究, 可以得出以下結(jié)論：

(1)紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖屬于過(guò)鋁質(zhì)高鉀鈣堿性巖石, 具有高硅、鋁和鉀, 低鈣鎂特征。LREE富集、HREE虧損、輕重稀土元素分餾明顯。富集大離子親石元素U、Rb、Th和K, 而B(niǎo)a明顯虧損, 高場(chǎng)強(qiáng)元素Nb、Ta、Ti和P強(qiáng)烈虧損。其同位素成分具有正εNd(t)和低tDM值。高w(Sr)/w(Y)(22.52～37.06)和w(La)/w(Yb)(32.50～55.73), 低w(Y)(7.61×10-6～11.10×10-6)和w(Yb)(0.64×10-6～1.04×10-6), 具有埃達(dá)克質(zhì)巖的地球化學(xué)特征。

(2)白音高老組流紋巖是由加厚的下地殼部分熔融形成的, 巖漿源區(qū)部分熔融殘留相為石榴子石, 在巖漿上升演化過(guò)程中經(jīng)歷了斜長(zhǎng)石、鈦鐵礦和磷灰石的分離結(jié)晶作用, 可能受到了上地殼的同化混染作用。

(3)白音高老組流紋巖的形成與蒙古-鄂霍茨克洋的閉合碰撞有關(guān), 形成于造山后加厚巖石圈跨塌階段的板內(nèi)伸展環(huán)境。

致謝：方勇勇教授、許圣傳博士和秦旭亮、王廣、李偉龍等碩士研究生參加了部分野外工作；審稿專家提出了寶貴的修改意見(jiàn), 對(duì)完善本文起了很大的作用。在此一并表示衷心感謝。

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Geochemisty and Petrogenesis of the Rhyolites from the Baiyingaolao Formation in the Honggeer Area, Central Inner Mongolia

ZHANG Xiangxin, GAO Yongfeng, LEI Shihe

(College of Resource Science, Hebei GEO University, Shijiazhuang, Hebei 050031, China)

The Baiyingaolao Formation in the Honggeer area of central Inner Mongolia is mainly composed of rhyolites, with minor dacite and latite. The rhyolites are characterized by high SiO2, Al2O3, K2O, and low CaO, MgO. Their high Sr/Y, La/Yb, and low Y, Yb values show an adakitic geochemical affinity. The results of K2O/Na2O and A/CNK reveal that the rhyolites belong to a peraluminous high-K calc-alkalic type. The rocks are obviously enriched in LILEs such as K, Rb, Th, U, and depleted in HFSEs such as Nb, Ta, Ti and P with obvious negative anomalies. The total of REE content is relatively low, with enrichment in LREE and medium negative Eu anomaly. The Sr-Nd-Pb isotopic compositions show positive εNd(t)(+0.88 to +2.66), and lowtDM(t) (588.3 to 716.4 Ma). The above geochemical characteristics reveal that the rhyolites of the Baiyingaolao Formation in the Honggeer area belong to high-K calc-alkine and C-type adakitic rocks, and they were the products of partial melting of the thickened continental crust. The rocks were formed in an intraplate extensional tectonic setting after post-orogenic thickened lithospheric gravitational collapse at Early Cretaceous, which was related with the collision after closure of Mongol-Okhotsk Ocean. Garnet was the residual phase during the partial melting, and fractional crystallization with the removal of plagioclase, ilmenite and apatite played an important role in magma evolution.

Baiyingaolao Formation; rhyolite; C-type adakitic rock; geochemisty; Honggeer area; central Inner Mongolia

2016-04-05；改回日期：2016-06-30；責(zé)任編輯：樓亞兒。

中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局項(xiàng)目“內(nèi)蒙古1∶5萬(wàn)準(zhǔn)和熱木音蘇木(L49E021018)等六幅區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查”(1212011220458)。

張祥信, 男, 副教授, 1975年出生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè), 主要從事構(gòu)造地質(zhì)學(xué)教學(xué)與區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查工作。Email: zhxiangxin@126.com。

P588.14

A

1000-8527(2016)05-0950-11