小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)晚古生代至中生代花崗巖的成因及其地質(zhì)意義

葛茂卉，張進江，劉 愷，王 盟，李 壯

(1.中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所，北京 100037；2.北京大學(xué) 地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871；3.中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029；4.長安大學(xué) 地球科學(xué)與資源學(xué)院，陜西 西安 710054；5.中國石油大學(xué)(北京)地球科學(xué)學(xué)院，北京 102249)

作為地球上分布最廣泛的一類巖石，花崗巖可產(chǎn)生于不同的構(gòu)造背景下(Maniar and Piccoli，1989；Barbarin，1999；吳福元等，2017)。Pitcher(1983)根據(jù)不同大地構(gòu)造環(huán)境下形成的花崗質(zhì)巖漿特征，將花崗巖劃分為大陸裂谷型、大陸島弧型、大陸碰撞型、后造山型、大洋島弧型和洋中脊/洋島型等6種類型。后來的學(xué)者們通過對不同構(gòu)造環(huán)境下的花崗巖地球化學(xué)成分進行統(tǒng)計分析，進而提出多種構(gòu)造判別圖解(Pearceetal.，1984；Maniar and Piccoli，1989)。由此可見，花崗巖與大地構(gòu)造環(huán)境之間存在密切的聯(lián)系，為探索大陸地殼的構(gòu)造演化提供了重要的指示意義(Maniar and Piccoli，1989；Wuetal.，2011)。

東北地區(qū)是我國顯生宙巖漿巖最為發(fā)育的地區(qū)，形成大量的古生代至中生代的花崗巖(吳福元等，1999；Wuetal.，2011)。雖然前人對該地區(qū)巖體進行過很多年代學(xué)和地球化學(xué)方面的研究，但是花崗巖的成因及其形成構(gòu)造環(huán)境一直存在爭議，尤其是小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)的花崗巖(Wuetal.，2011；Liuetal.，2017；Zhuetal.，2017；Geetal.，2017，2018，2019；Zhaoetal.，2018)。一種觀點認為是古亞洲洋閉合后，中亞造山帶內(nèi)發(fā)生拆沉作用而產(chǎn)生大量巖漿上涌形成的(Xuetal.，2009，2013；Mengetal.，2011)；另一種觀點則認為產(chǎn)生于古太平洋在俯沖過程中形成的弧后拉張環(huán)境(Yuetal.，2012；Guoetal.，2015；Maetal.，2015)；最近，越來越多的學(xué)者認為存在于佳木斯地塊與松嫩地塊之間的牡丹江洋為古太平洋的分支，小興安嶺-張廣才嶺巖漿巖帶是牡丹江洋西向俯沖形成的巖漿弧(Dongetal.，2017；Zhuetal.，2017；Geetal.，2017，2018，2019)，與東側(cè)的黑龍江藍片巖一起組成了弧-溝體系(Zhouetal.，2009，2017)。

此外，關(guān)于小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)巖漿巖的年代學(xué)格架、巖石組合以及時空分布特征也并不是很清楚。Ge等(2017，2018)曾對小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)晚古生代至中生代的花崗巖進行初步的歸納總結(jié)，提出該地區(qū)分布的花崗巖形成時代具有自東向西逐漸變年輕的趨勢，但是不足之處是沒有考慮到中國東北地區(qū)自白堊紀以來發(fā)生的大規(guī)模走滑運動，尤其是郯廬斷裂北支——佳木斯-依蘭斷裂對小興安嶺-張廣才嶺巖漿巖帶走滑錯動的影響。

鑒于此，本文分別對佳木斯-依蘭斷裂兩側(cè)的小興安嶺-張廣才嶺花崗巖進行鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年、全巖地球化學(xué)和鋯石Lu-Hf同位素等方面的研究，并結(jié)合前人的研究數(shù)據(jù)，嘗試消除佳木斯-依蘭斷裂走滑位移對該地區(qū)巖體分布的影響，重新厘定小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)花崗巖的時空分布規(guī)律，并探討其巖漿成因及構(gòu)造環(huán)境。

1 區(qū)域地質(zhì)背景與樣品特征

中國東北地區(qū)位于中亞造山帶的最東緣(圖1a)，自西向東主要由額爾古納地塊、興安地塊、松嫩地塊、佳木斯地塊以及那丹哈達地體組成，各地塊間分別以新林-喜桂圖縫合帶、賀根山-黑河縫合帶、牡丹江縫合帶和躍進山斷裂相分割(黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993；Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009)。其中，松嫩地塊位于東北地區(qū)中部，主要由西側(cè)的大興安嶺南段、中部的松遼盆地以及東側(cè)的小興安嶺-張廣才嶺組成。大興安嶺南段發(fā)育大量的石炭紀至白堊紀的花崗巖，伴有少量的古生代和新生代地層分布(黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993；Wuetal.，2011；Dongetal.，2017)。松遼盆地作為東北地區(qū)規(guī)模最大的陸相含油氣盆地，面積達260 000 km2，盆地基底主要由古生代-中生代花崗巖和古生代地層組成，盆地南緣有古元古代的花崗片麻巖出露，被認為是來自華北板塊的構(gòu)造巖片(Wuetal.，2001，2011；Gaoetal.，2007；Peietal.，2007)。

圖1 中亞造山帶構(gòu)造地質(zhì)單元劃分簡圖(a，Safonova and Santosh，2014)和小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)巖漿巖分布簡圖 (b，據(jù)Zhou et al.，2009和Wu et al.，2011修改)Fig.1 Schematic tectonic map showing the main subdivisions of Central Asian Orogenic Belt (a,modified after Safonova and Santosh,2014) and distribution of magmatic rocks in the Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains (modified from Zhou et al.,2009 and Wu et al.,2011)

小興安嶺-張廣才嶺早期被認為是由大量的古生代花崗質(zhì)巖石和零星分布的古生代地層組成，并且這些花崗質(zhì)巖石構(gòu)成了一條巨型的南北向巖漿巖帶(圖1b；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)。這些花崗質(zhì)巖石類型主要為正長花崗巖、二長花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖和少量的堿性花崗巖等(劉愷等，2016)。但是近年來，隨著高精度鋯石U-Pb定年技術(shù)的普遍應(yīng)用，之前很多被認為是早古生代的巖體時代陸續(xù)被重新更正為晚古生代和中生代(Wuetal.，2000，2011；Mengetal.，2011；魏紅艷等，2012；Yangetal.，2015)，僅有少量花崗質(zhì)巖體形成于早古生代(劉建峰等，2008；Wuetal.，2011；Wangetal.，2012，2016；魏連喜等，2013；Dongetal.，2017)。大量研究表明，中生代花崗巖主要由石英、斜長石、鉀長石、黑云母和角閃石組成，常含有榍石、鋯石和磷灰石等副礦物，并且屬于中鉀和高鉀鈣堿性系列，其A/CNK<1.1，Na/K>1，P2O5含量隨SiO2含量增加具有降低的趨勢，顯示I型花崗巖的地球化學(xué)特征(劉愷等，2016；Liuetal.，2017；Geetal.，2017，2018)。Wu 等(2003a，2003b)提出這些I型花崗巖在侵位、冷卻過程中經(jīng)歷了長期的結(jié)晶分異過程，是我國典型的高分異型花崗巖。其Sr-Nd同位素和鋯石Lu-Hf同位素表明這些中生代花崗巖為新生陸殼的組成部分，記錄了中亞造山帶顯生宙期間巨量的陸殼增生過程(Wuetal.，2000；Jahnetal.，2000a，2000b，2004)。

樣品H15-09采自鐵力市桃山鎮(zhèn)東側(cè)約1 km處的桃山鎮(zhèn)巖體(圖2a)，采樣點坐標為N46°55′05″，E128°11′06″，在1∶20萬地質(zhì)圖上屬于晚古生代花崗巖。該巖體呈北東向展布，出露面積約85 km2，主體巖性為一套肉紅色中細粒二長花崗巖，侵入到古生代地層中，被白堊紀地層角度不整合覆蓋。野外觀察發(fā)現(xiàn)，巖體片麻理比較發(fā)育，后期被基性巖脈侵入(圖3a)。鏡下觀察顯示，二長花崗巖主要礦物組成為石英(～30%)、鉀長石(～35%)、斜長石(～25%)、黑云母(～5%)以及少量的鋯石、榍石、磁鐵礦和磷灰石等副礦物(<5%)(圖3b)。

樣品18HL-07采自依蘭縣德裕鎮(zhèn)東側(cè)約2 km處的德裕鎮(zhèn)巖體(圖2b)，采樣點坐標為N46°25′35″，E129°34′55″，在1：20萬地質(zhì)圖上屬于古元古代花崗巖。該巖體呈橢球狀侵入到二疊紀地層中，出露面積約16 km2，巖性有正長花崗巖和二長花崗巖等，主體為一套中細粒二長花崗巖。野外觀察發(fā)現(xiàn)，所采的二長花崗巖具中細粒粒狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，節(jié)理比較發(fā)育，后期被灰綠色的基性巖脈侵入(圖3c)。鏡下觀察顯示，二長花崗巖主要礦物組成為石英(～25%)、鉀長石(～30%)、斜長石(～35%)、黑云母(～7%)以及少量的鋯石、榍石、磁鐵礦和磷灰石等副礦物(<3%)(圖3d)。

圖2 鐵力地區(qū)[a，據(jù)黑龍江省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量隊(1970)(1)黑龍江省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量隊.1970.1∶20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告鐵力縣幅.]和依蘭地區(qū)[b，據(jù)黑龍江省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量第五分隊(1972)(2)黑龍江省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量第五分隊.1972.1∶20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告依蘭縣幅.]地質(zhì)圖和采樣位置Fig.2 Detailed geological maps with the sampling localities in the Tieli [a,after Heilongjiang Geological Bureau RegionalGeological Survey Team (1970)(3)黑龍江省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量隊.1970.1∶20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告鐵力縣幅.] and Yilan [b,after the 5th Deta chment of Regional Geological Survey,HeilongjiangGeological Bureau (1972)(4)黑龍江省地質(zhì)局區(qū)域地質(zhì)測量第五分隊.1972.1∶20萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告依蘭縣幅.) ] areas圖中樣品號所代表的是出露巖體編號，如H15-09，如果一個露頭所采樣品數(shù)量多于一個，具體每個樣品將額外編號為H15-09-1和H15-09-2The sample number in the map,such as H15-09,is a location number,in the case of more than one sample from a given location,the samples are given extra numbers,such as H15-09-1 and H15-09-2

圖3 鐵力和依蘭地區(qū)花崗巖野外和鏡下顯微特征(礦物縮寫符號據(jù)沈其韓，2009)Fig.3 Field photographs and photomicrographs of the monzogranite intrusions from Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains showing field relationships and textures (mineral abbreviation after Shen Qihan,2009)a—鐵力地區(qū)二長花崗巖被基性巖脈侵入；b—二長花崗巖(H15-09-1)主要組成礦物(+)；c—依蘭地區(qū)二長花崗巖節(jié)理比較發(fā)育；d—二長花崗巖(18HL-07-1)主要組成礦物(+)；Bt—黑云母；Pl—斜長石；Kfs—鉀長石；Qtz—石英a—the monzogranite pluton intruded by the basic vein in the Tieli area；b—the mineral assemblage of the monzogranite (H15-09-1) (+)；c—the monzogranite pluton with well developed joints in the Yilan area；d—the mineral assemblage of the monzogranite (18HL-07-1) (+)；Bt—biotite；Pl—plagioclase；Kfs—K-feldspar；Qtz—quartz

2 實驗方法

2.1鋯石U-Pb定年

鋯石單礦物分選在河北廊坊誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成。將待測年樣品進行粉碎、淘洗，采用常規(guī)重選和磁選方法進行鋯石分選，再在雙目鏡下手工挑選出晶形和透明度較好的鋯石顆粒，將其整齊地粘在雙面膠上，用無色透明的環(huán)氧樹脂灌注成激光樣品靶，待固結(jié)后對其進行拋磨至鋯石的核部出露。隨后采集鋯石的透射光、反射光以及陰極發(fā)光(CL)圖像進行分析，查明鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)，選擇有代表性的鋯石顆粒進行測試。

鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年分別在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點實驗室和中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所礦物/包裹體微區(qū)分析實驗室完成。在北京大學(xué)測試過程中(樣品H15-09-1)，選用的儀器為電感耦合等離子體質(zhì)譜儀Agilent 7500ce及配套的COMPEXPRO 102準分子激光剝蝕系統(tǒng)。激光剝蝕束斑直徑為32 μm，剝蝕頻率為5 Hz，能量密度為6 J/cm2。分析過程中，每5個待測樣品插入一組標準鋯石樣品。數(shù)據(jù)處理采用軟件GLITTER 4.4(Vanetal.，2001)完成，選擇標準鋯石Ple?ovice(～337 Ma)作為外標進行同位素校正，標準鋯石91500(～1 062 Ma)作為監(jiān)控盲樣。元素含量計算時選擇國際標樣NIST 610為外標、29Si為內(nèi)標元素進行校正。數(shù)據(jù)分析過程中，所有樣品的普通鉛校正采用Anderson(2002)的方法，鋯石年齡諧和圖以及加權(quán)平均值的計算選用ISOPLOT 3.0 程序(Ludwig，2003)。詳細的實驗步驟和數(shù)據(jù)處理過程參照文獻Yuan等(2004)。

在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所測試過程中(樣品18HL-07-1)，選用的質(zhì)譜儀為Agilent 7900型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀，配有NWR193UC型193 nm深紫外激光剝蝕進樣系統(tǒng)，激光剝蝕束斑直徑為30 μm，頻率為5 Hz，能量密度為2 J/cm2。分析過程中，鋯石GJ-1(～610 Ma)和91500(～1 062 Ma)作為標樣，每隔5個樣品點分析2次標樣。測試完成后，使用Iolite程序?qū)?shù)據(jù)進行處理。詳細的實驗流程參照于超等(2019)。

2.2 鋯石原位Lu-Hf同位素分析

鋯石原位Lu-Hf同位素測試在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸動力學(xué)實驗室完成，所用儀器為Neptune Plus多接收等離子體質(zhì)譜儀和型號為COMPEXPRO 193 nm紫外激光剝蝕系統(tǒng)(LA-MC-ICP-MS)。實驗過程中，激光束斑直徑設(shè)置為32 μm，激光脈沖頻率為8 Hz，剝蝕出的氣溶膠通過載氣He運入質(zhì)譜儀進行同位素比值的精確測定。鋯石標樣91500作為參考標準，在本次測試中，其176Hf/177Hf值均在0.282 295±0.000 020(2σ)范圍內(nèi)，與Wu等(2006)所報道的176Hf/177Hf值在誤差范圍內(nèi)完全一致。具體實驗原理及詳細分析流程參照Wu等(2006)和侯可軍等(2007)。

2.3 全巖主量和微量元素測定

全巖主量元素分析在中科院地質(zhì)與地球物理研究所巖礦制樣與分析實驗室、武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成，微量元素分析在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點實驗室、武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。

在中科院地質(zhì)與地球物理研究所測試全巖主量元素過程中，采用的分析方法為X射線熒光熔片法(XRF)，測試儀器為順序式X射線熒光光譜儀(AXIOS Minerals)。制備樣品時，先稱量0.600 0 g待測樣品放入已燒至恒重的小瓷坩堝中，然后將其置于預(yù)先加熱到～1 000℃的高溫爐內(nèi)灼燒60 min，取出坩堝冷卻至室溫后，稱重，計算樣品的燒失量(LOI)。然后將測定后的樣品粉末與6.000 0 g已烘干的Li2B4O7溶劑在瑪瑙乳缽中研磨均勻后，轉(zhuǎn)入Pt-Au坩堝中，滴入NH4Br溶液(120 mg/mL)5滴，并置于M-4燃氣自動熔樣機上加熱至～1 060℃。熔融樣品過程中，通過使坩堝不斷旋轉(zhuǎn)從而使樣品充分熔融并混合均勻，約10 min后熔體被自動倒入模具中冷卻，制成表面平整的圓餅(直徑34 mm)以便測試。實驗中通過重復(fù)測樣(1/10)和測量國際標樣(BCR-1和BCR-3)來進行監(jiān)控，元素測量精度一般優(yōu)于1%。

在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點實驗室測試微量元素過程中，采用的測試儀器為電感耦合等離子體質(zhì)譜儀Agilent 7500ce。制備樣品時，稱量烘干后的巖石粉末25 mg倒入Teflon溶樣罐中，加入1.5 mL濃HNO3和1.5 mL濃HF溶液，在電熱板上50℃恒溫過夜；第2天將電熱板加熱到150℃，直至溶液蒸干，再加入1.5 mL HF、1.5 mL HNO3和3滴HClO4，加蓋置于高壓罐內(nèi)，放入烘箱內(nèi)，在恒溫175℃條件下溶解60 h以上；然后將Teflon溶樣罐取出，在150℃條件下蒸干溶液呈濕鹽狀，再重新加入3 mL HNO3，加蓋放入高壓罐內(nèi)，在烘箱150℃恒溫下溶解10 h以上；最后再將樣品蒸干，用1%的HNO3稀釋到50 mL，充分搖勻以備測量。實驗中測量國際標樣GSR-1(花崗巖)、GSR-3(玄武巖)、GSR-10(輝長巖)、DZΣ-1(超基性巖)和空白樣品來監(jiān)控數(shù)據(jù)質(zhì)量，通常元素測量精度優(yōu)于5%，Nb和Ta優(yōu)于10%。

3 實驗結(jié)果

3.1鋯石U-Pb年代學(xué)

樣品H15-09-1和18HL-07-1中挑選出的鋯石多數(shù)晶形較完整，在顯微鏡下主要為無色半透明-透明的短柱狀、長柱狀晶體，鋯石顆粒長軸多在60～200 μm之間，長寬比介于1∶1～3∶1之間。CL圖像顯示多數(shù)鋯石具有明顯的巖漿振蕩環(huán)帶(圖4a、4c)，少數(shù)具有核-邊結(jié)構(gòu)，核部為明顯的繼承鋯石，邊部發(fā)育不同程度的振蕩環(huán)帶，并且所選測年的鋯石都具有較高的Th/U(0.08～0.83)值，說明其為巖漿成因鋯石(Rubatto，2002；吳元保等，2004)。

圖4 二長花崗巖鋯石CL圖(a、c)和LA-ICP-MS U-Pb年齡諧和圖(b、d)(紅色圓圈為U-Pb定年位置，黃色圓圈為Lu-Hf同位素分析位置)Fig.4 Representative cathodoluminescence (CL) images (a,c) and LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams (b,d) of zircons from the monzogranites (the red and yellow circles represent spots for U-Pb and Lu-Hf analysis,respectively)

樣品H15-09-1中選取26顆鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb測試，剔除諧和性較差的點后，剩下23個分析點的206Pb/238U年齡介于210～185 Ma之間(表1、圖4b)。其中，最年輕的一組巖漿鋯石諧和年齡為190～185 Ma，加權(quán)平均值為188±1 Ma(n=14，MSWD=0.82)，代表該花崗巖的結(jié)晶年齡。而相對較老的諧和年齡應(yīng)代表巖漿上升過程中所捕獲的鋯石年齡，分別為196±2 Ma(n=8，MSWD=1.3)和210±2 Ma。

樣品18HL-07-1中選取25顆鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb測試，剔除諧和性較差的點后，剩下17個分析點均落在諧和線上或諧和線附近(表1、圖4d)。其中，年齡較集中且年輕的16粒鋯石的206Pb/238U年齡范圍為271～248 Ma，加權(quán)平均值為257±3 Ma(MSWD=14)，代表了花崗巖的結(jié)晶年齡。另外1粒鋯石年齡較老，其206Pb/238U年齡為299±3 Ma，可能為巖漿侵位過程中所捕獲的圍巖鋯石。

表1 小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)二長花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb 分析結(jié)果Table 1 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating results for the monzogranites from Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains

3.2 Hf同位素特征

圖5 二長花崗巖鋯石Hf同位素特征(b為a的局部放大)Fig.5 Correlations between εHf(t) and ages of zircons from the monzogranite (b is local enlargement of a)

表2 小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)二長花崗巖鋯石Lu-Hf同位素分析結(jié)果Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic compositions for the monzogranite from Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains

3.3 巖石地球化學(xué)特征

共選取6個樣品進行主量和微量元素測試，分析結(jié)果列于表3。其中，2個采自桃山鎮(zhèn)巖體的二長花崗巖樣品的SiO2含量為74.24%～75.95%，全堿(K2O+Na2O)含量為5.72%～8.94%，Al2O3含量變化于13.93%～14.28%之間，CaO含量變化于0.49%～2.25%之間，TFe2O3含量介于1.34%～1.61%之間，MgO含量較低，為0.25%～0.30%。在TAS分類圖中，樣品都落入亞堿性系列范圍內(nèi)(圖6a；Irvine and Baragar，1971)，分別屬于高鉀鈣堿性系列和低鉀拉斑系列(圖6b；Peccerillo and Taylor，1976)。此外，樣品的A/CNK值變化于1.07～1.12之間，為弱過鋁質(zhì)花崗巖(圖6c；Maniar and Piccoli，1989)。

表3 小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)二長花崗巖主量元素(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析結(jié)果Table 3 Major (wB/%) and trace (wB/10-6) elements for the monzogranites from Xiao Hinggan Mountains- Zhangguangcai Mountains

續(xù)表3 Continued Table 3

4個采自德裕鎮(zhèn)巖體的二長花崗巖樣品的SiO2含量為70.23%～71.30%，全堿(K2O+Na2O)含量為8.36%～9.0%，Al2O3含量變化于15.12%～15.61%之間，CaO含量變化于1.32%～1.70%之間，TFe2O3含量介于1.43%～1.72%之間，MgO含量較低，為0.23%～0.29%。在TAS分類圖中，樣品都落入亞堿性系列范圍內(nèi)(圖6a)，屬于高鉀鈣堿性系列(圖6b)。此外，樣品的A/CNK值變化于1.03～1.07之間，為弱過鋁質(zhì)花崗巖(圖6c)。

在球粒隕石標準化稀土元素配分圖解上(圖7a；Sun and McDonough，1989)，兩個巖體的樣品都表現(xiàn)為輕稀土元素富集、重稀土元素虧損的右傾型曲線[(La/Yb)N=6.97～22.75]，Eu具有明顯的負異常(Eu*/Eu=0.20～0.81)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7b；Sun and McDonough，1989)，樣品均表現(xiàn)出富集大離子親石元素(如Rb、Th、K和Sr等)、虧損高場強元素(如Nb、Ta和Ti等)的地球化學(xué)特征。

圖6 花崗巖地球化學(xué)分類圖解Fig.6 Granite classification diagramsa—TAS圖解(據(jù)Irvine and Baragar，1971)；b—K2O-SiO2圖解(據(jù)Peccerillo and Taylor，1976)；c—A/NK-A/CNK圖解(據(jù)Maniar and Piccoli，1989)；數(shù)據(jù)來源：魏紅艷等，2012；Yu et al.,2013；包真艷等，2014；Dong et al.,2017；Ge et al.,2017，2018；Yang et al.,2017；Zhu et al.,2017；Zhao et al.,2018a—TAS diagram (after Irvine and Baragar,1971)；b—K2O versus SiO2 diagram (after Peccerillo and Taylor,1976)；c—A/NK versus A/CNK diagram (after Maniar and Piccoli,1989)；data sources：Wei Hongyan et al.,2012；Yu et al.,2013；Bao Zhenyan et al.,2014；Dong et al.,2017；Ge et al.,2017,2018；Yang et al.,2017；Zhu et al.,2017；Zhao et al.,2018

圖7 花崗巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized trace element patterns (b) for the granites in Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains球粒隕石標準化和原始地幔標準化數(shù)值據(jù)Sun and McDonough(1989)，數(shù)據(jù)來源：魏紅艷等，2012；Yu et al.，2013；包真艷等，2014；Guo et al.，2016；Dong et al.，2017；Ge et al.，2017，2018；Yang et al.，2017；Zhu et al.，2017；Zhao et al.，2018Chondrite and primitive mantle values after Sun and McDonough (1989)；data sources：Wei Hongyan et al.,2012；Yu et al.,2013；Bao Zhenyan et al.,2014；Guo et al.,2016；Dong et al.,2017；Ge et al.,2017,2018；Yang et al.,2017；Zhu et al.,2017；Zhao et al.,2018

4 討論

4.1 研究區(qū)晚古生代至中生代花崗巖時空分布

前人根據(jù)小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)出露的巖漿巖之間的野外接觸關(guān)系、巖石組合和區(qū)域地層對比、Rb-Sr年代學(xué)等方法的研究，提出該地區(qū)存在一條巨型的南北向古生代巖漿巖帶(圖1b；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)。然而早期對該帶內(nèi)的巖體形成時代的定年并不十分可靠，尤其是經(jīng)歷了后期構(gòu)造-巖漿事件的改造，Rb-Sr體系遭到破壞，因此，用上述方法獲得的結(jié)果來限定巖漿結(jié)晶年齡存在質(zhì)疑(Wangetal.，2016)。近年來，一些研究者對小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)的巖體進行大量的鋯石U-Pb定年，將以往被認為是早古生代的巖體更正為晚古生代和中生代(Wuetal.，2000，2011；Mengetal.，2011；魏紅艷等，2012；Yangetal.，2017)。

本文二長花崗巖樣品的鋯石發(fā)育典型的巖漿振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖4a、4c)，并且其Th/U值較高(0.08～0.83)，具有巖漿成因鋯石的特點(Rubatto，2002；吳元保等，2004)。在鋯石U-Pb年齡諧和圖中(圖4b、4d)，兩個巖體的結(jié)晶年齡分別為188±1 Ma和257±3 Ma，代表二長花崗巖的形成時代，表明小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)在晚二疊世和早侏羅世期間至少存在兩期巖漿事件。

為了進一步探索小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)巖漿巖的時空分布規(guī)律，本文歸納總結(jié)了該地區(qū)晚古生代至中生代期間已報道的126個花崗巖的鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)(表4)，然后按照經(jīng)度進行年齡投圖(經(jīng)度區(qū)間為E124°～E131°)。鋯石U-Pb年齡分布圖顯示(圖8)，小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)晚古生代至中生代的花崗巖具有自東向西形成時代逐漸變年輕的趨勢。為了消除郯廬斷裂帶北支——佳木斯-依蘭斷裂走滑位移所造成的影響，本文又將佳木斯-依蘭斷裂兩側(cè)的巖體進行區(qū)分，分別按照經(jīng)度進行年齡投圖(圖8)，這一年齡分布規(guī)律得到進一步證實。因此，本文提出，小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)晚古生代至中生代的花崗質(zhì)巖石形成時代具有由東向西逐漸變年輕的時空分布特征。

表4 小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)晚古生代至中生代花崗質(zhì)巖石鋯石U-Pb年齡統(tǒng)計Table 4 The published zircon U-Pb ages for the late Paleozoic to Mesozoic granitoids from Xiao Hinggan Mountains- Zhangguangcai Mountains

續(xù)表4-1 Continued Table 4-1

續(xù)表4-2 Continued Table 4-2

圖8 小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)晚古生代至中生代花崗質(zhì)巖石的鋯石U-Pb年齡統(tǒng)計分布圖(數(shù)據(jù)參照表4)Fig.8 Zircon U-Pb crystallization ages of granitoids in Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountains (data after Table 4)

4.2 巖石成因類型及源區(qū)特征

德裕鎮(zhèn)巖體二長花崗巖主要礦物組成為石英、斜長石、鉀長石和黑云母，含有少量鋯石、榍石、磁鐵礦和磷灰石等副礦物，其中缺少角閃石可能是由于分離結(jié)晶作用導(dǎo)致的(Wuetal.，2003a)。這些巖石富集LILE和LREE，虧損HFSE和HREE，A/CNK值為1.03～1.07，為弱過鋁質(zhì)花崗巖，具有島弧Ⅰ型花崗巖的礦物學(xué)和地球化學(xué)特征。在FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)和Zr-10 000 Ga/Al圖解上(圖9a、9b)，這些樣品都落入Ⅰ型花崗巖區(qū)域，運用鋯飽和溫度計計算出的樣品結(jié)晶溫度為771～795℃(Watson and Harrison，1983；Hanchar and Watson，2003)。以上特征均顯示其為典型Ⅰ型花崗巖。

通常認為，Ⅰ型花崗巖的巖漿來源主要有3種方式：① 基性下地殼巖石的部分熔融(Chappell and White，2001)；② 幔源基性巖漿的分離結(jié)晶作用 (Chenetal.，2000)；③ 殼幔巖漿的混合作用(Griffinetal.，2002)。本次研究的早二疊世花崗巖在小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)廣泛分布，構(gòu)成巨型的南北向巖漿巖帶(Wuetal.，2011；劉愷等，2016；Geetal.，2018)。由于同一時代的中基性巖漿巖出露范圍較小，如此大規(guī)模的酸性巖漿不太可能由幔源巖漿經(jīng)分離結(jié)晶作用演化而來。此外，鎂鐵質(zhì)包體的缺失以及鋯石Hf同位素的均勻分布，說明殼幔巖漿混合作用并不是德裕鎮(zhèn)巖體花崗巖巖漿來源的主要途徑。因此，本文認為德裕鎮(zhèn)巖體二長花崗巖巖漿主要來源于下地殼的部分熔融。這些巖石較弱的Eu負異常以及P和Ti元素的虧損則是由于長石、磷灰石和鈦鐵礦-榍石等礦物的分離結(jié)晶引起的(圖10)，但是分離結(jié)晶程度較低。巖石具有較高的Sr/Y和(La/Yb)N值，具有埃達克質(zhì)巖石的特征，表明巖漿源區(qū)殘留石榴子石和角閃石，推測該時期地殼具有一定程度的加厚(Condie，2005；Wangetal.，2005)。

圖9 花崗巖分類圖解和構(gòu)造環(huán)境判別圖解Fig.9 Petrogenetic and tectonic setting discrimination diagrams for the granitoids in Xiao Hinggan Mountains-Zhangguangcai Mountainsa—FeOT/MgO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解；b—Zr-Ga/Al圖解(據(jù)Whalen et al.，1987)；c—Rb-(Y+Nb)圖解；d—Ta-Yb圖解(據(jù)Pearce et al.，1984)；A—A型花崗巖；FG—高分異的M型、I型和S型花崗巖；OGT—未分異的M型、Ⅰ型和S型花崗巖；VAG—火山弧花崗巖；ORG—洋中脊花崗巖；WPG—板內(nèi)花崗巖；syn-COLG—同碰撞花崗巖a—FeOT/MgO versus (Zr+Nb+Ce+Y) diagram；b—Zr versus Ga/Al diagram (after Whalen et al.,1987)；c—Rb versus (Y+Nb) diagram；d—Ta versus Yb diagram (after Pearce et al.,1984)；A—A-type granite；FG—fractionated M-,Ⅰ- and S-type granite；OGT—unfractionated M-,Ⅰ- and S-type granite；VAG—volcanic arc granitoids；ORG—ocean ridge granitoids；WPG—within plate granitoids；syn-COLG—syn-collisional granitoids

圖10 Rb/Sr - Ba(a)和Ba - Sr(b)相關(guān)圖解(表明斜長石和鉀長石的分離結(jié)晶作用，圖中方向線改自Hu et al.,2018)Fig.10 Rb/Sr versus Ba (a) and Ba versus Sr (b) diagrams (showing the fractionation of plagioclase and K-feldspar,the vectors after Hu et al.,2018)

桃山鎮(zhèn)巖體二長花崗巖的主要礦物組成與德裕鎮(zhèn)巖體二長花崗巖類似，而且同樣不存在鎂鐵質(zhì)包體，具有Ⅰ型花崗巖的地球化學(xué)特征，其較高的SiO2和Al2O3含量、低的MgO含量和Mg#值，指示桃山鎮(zhèn)巖體巖漿源區(qū)主要為殼源物質(zhì)，沒有幔源巖漿的加入(Barbarin，1999；Xuetal.，2009；Wangetal.，2016)。但是，相比于德裕鎮(zhèn)巖體二長花崗巖，桃山鎮(zhèn)巖體二長花崗巖具有相對較高的SiO2含量和A/CNK值(1.07～1.12)，并且具有明顯的Ba、Nb、Ta、Sr、P、Eu和Ti等元素的負異常(圖7b)，表明其巖漿在遷移侵位過程中經(jīng)歷了高度的結(jié)晶分異作用(Wuetal.，2003a，2003b)。其中，Nb-Ta-Ti的虧損可能是由于含Ti礦物(如鈦鐵礦和榍石等)的分離結(jié)晶引起的，P 的虧損可能是由于磷灰石的分離結(jié)晶引起的，Sr和Ba以及Eu的虧損則是由于鉀長石和斜長石的分離結(jié)晶產(chǎn)生的(圖10；Wuetal.,2003a)。根據(jù)鋯石Hf同位素組成[εHf(t)=+1.7～+4.1]，本文認為鐵力地區(qū)二長花崗巖的巖漿源區(qū)主要為中新元古代地殼物質(zhì)，并且?guī)r石中的捕獲鋯石具有相似的Hf同位素組成[εHf(t)=+2.9～+4.7]，表明中新元古代地殼物質(zhì)很可能是鐵力地區(qū)不同期次巖漿作用的主要源巖。綜上，本文認為鐵力地區(qū)的二長花崗巖巖漿主要來自于中新元古代下地殼的部分熔融，在巖漿演化過程中經(jīng)歷了以長石為主的高度分離結(jié)晶作用。

4.3 構(gòu)造意義

前人對小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)花崗巖類巖石進行了大量的地質(zhì)年代學(xué)和地球化學(xué)方面的研究(Mengetal.，2011；Wuetal.，2011；魏紅艷等，2012；Wangetal.，2012；Xuetal.，2013；Geetal.，2017，2018；Zhuetal.，2017；Zhaoetal.，2018)，本文對此進行了簡要的歸納總結(jié)，如圖6～9所示。

從地球化學(xué)數(shù)據(jù)可以看出(圖6、圖7)，小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)晚古生代至中生代的花崗質(zhì)巖石主要為中鉀-高鉀鈣堿性的中酸性巖，巖石類型包括正長花崗巖、二長花崗巖、花崗閃長巖和石英閃長巖等，其A/CNK值總體小于1.1，為準鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)花崗巖。這些花崗巖都明顯富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場強元素和重稀土元素，具有火山弧巖漿巖的地球化學(xué)特征(Wilson，1989；Tangetal.，2016)。在構(gòu)造判別圖解上(圖9c、9d)，樣品幾乎都投在火山弧花崗巖區(qū)域，可以初步推測研究區(qū)在晚古生代至中生代期間處于活動大陸邊緣環(huán)境。這一結(jié)論還可從以下兩方面得到論證：

(1) 小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)出露同時代近南北向分布的中基性火山巖，并且這些火山巖具有火山弧巖漿巖的地球化學(xué)特征，已有的研究認為是由牡丹江洋的西向俯沖產(chǎn)生的(Mengetal.，2011；Yuetal.，2012；Xuetal.，2013；Guoetal.，2015；Dongetal.，2017；Yangetal.，2017)；

(2) 黑龍江雜巖帶作為牡丹江洋俯沖閉合的最直接證據(jù)，與小興安嶺-張廣才嶺巖漿巖帶呈南北向近平行分布(Zhouetal.，2009；周建波等，2013；Geetal.，2016)。此外，大量的研究表明，黑龍江雜巖的變質(zhì)時代為202～172 Ma，與研究區(qū)的部分花崗巖形成時代相重疊，指示同期由俯沖引起的變質(zhì)-巖漿作用(Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2016；Dongetal.，2019)。

通過總結(jié)小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)花崗巖類巖石的時空分布規(guī)律(圖8)，發(fā)現(xiàn)該地區(qū)晚古生代至中生代的巖漿巖具有自東向西形成時代逐漸變年輕的趨勢。這一現(xiàn)象與美國西部120 Ma以來的巖漿巖自西向東逐漸變年輕的分布規(guī)律十分相似，而Keith (1978)和Humphreys 等(2003)對其解釋為這一時期東太平洋板塊向北美大陸俯沖角度逐漸變緩所引起的結(jié)果。因此，本文推測，小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)巖漿巖的這一時空分布特征可能是由于小興安嶺-張廣才嶺東側(cè)的牡丹江洋在晚古生代至中生代期間由于俯沖角度逐漸變緩造成的。

5 結(jié)論

(1) 鐵力和依蘭地區(qū)的二長花崗巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb年齡分別為188±1 Ma和257±3 Ma，表明小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)在晚二疊世和早侏羅世期間存在兩期巖漿作用。

(2) 地球化學(xué)和鋯石Hf同位素數(shù)據(jù)顯示，鐵力和依蘭地區(qū)的二長花崗巖均為Ⅰ型花崗巖。其中，鐵力地區(qū)花崗巖的巖漿源區(qū)可能來自于中新元古代的下地殼部分熔融。

(3) 通過綜合前人已發(fā)表的數(shù)據(jù)，初步推測小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)在晚古生代至中生代期間處于活動大陸邊緣環(huán)境；同時，建立該地區(qū)晚古生代至中生代巖漿巖由東向西逐漸變年輕的時空分布格架，進而提出這一分布特征可能是由于牡丹江洋在這一時期俯沖角度逐漸變緩造成的。