锆石分选由河北省廊坊区域地质调查研究院地质实验室完成, 样品靶制备在北京锆年领航科技有限公司实验室完成, 锆石阴极发光照相和LA-ICP-MS同位素测定在天津地质调查中心实验室完成。样品采用常规方法进行粉碎— 淘洗— 分选, 双目镜下选出晶形较好的锆石, 对锆石进行透射光、反射光和阴极发光(CL)照相, 确定所测锆石位置, 在实验室进行锆石U-Pb同位素测定^[20]。采用ICP-MS Data Cal程序和Isoplot(ver3.0)程序进行数据处理。

主量元素、稀土元素及微量元素分析由原国土资源部沈阳地质调查中心实验室完成, 主量元素采用X射线荧光光谱仪(Axiosmax), 稀土元素及微量元素采用电感耦合等离子质谱仪(X-seriseⅡ )分析, 分析误差< 5%。

满归地区主体岩浆岩全岩SiO₂含量为53.20%~74.71%, 属于中酸性岩类; Na₂O含量为3.24%~4.56%, K₂O含量为1.35%~5.27%, 全碱(Na₂O+K₂O)含量为4.68%~9.33%, 其中石英闪长岩硅、钠、钾及全碱含量明显低于同期其他岩石; Na₂O/K₂O为0.85~2.47, 其中中酸性火山岩、石英闪长岩、花岗闪长岩总体表现为钠质, 二长花岗岩表现为钾质。MgO含量为0.41%~7.88%, 其中石英闪长岩含量明显高于其他岩石, 石英闪长岩3个样品Mg^#值为37.8~60.6, 平均值47.57, 含量较高, 其他样品Mg^#值为23.5~39.1(除中细粒似斑状二长花岗岩有1个样品Mg^#值为42.4)。里特曼指数σ 大多数小于3.3, 为钙碱性; 在K₂O-SiO₂图解(图4(a))中岩石除流纹岩落入钾玄岩系列区外, 全部落入高钾钙碱性系列区; 在A/CNK-A/NK图(图4(b))中大部分样品点落入准铝质区, 只有细中粒二长花岗岩、中细粒似斑状二长花岗岩的个别样品点落入过铝质区; 在满归主体岩浆岩成因类型判别图(图5)中样品点几乎全部落入Ⅰ & S型区, 结合前述岩石学分析, 部分岩石含有角闪石, 总体判别岩浆岩成因类型还应属于Ⅰ 型。主量元素反映早侏罗世岩浆岩属于高钾钙碱性准铝质— 过铝质Ⅰ 型岩浆岩。

图4

Fig.4

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	图4 满归主体岩浆岩部分岩化指数图解 1.安山岩、流纹岩; 2.石英闪长岩; 3.花岗闪长岩; 4.细中粒二长花岗岩; 5.中细粒似斑状二长花岗岩Fig.4 Diagrams of part petrochemical index for the major magmatic rocks in Mangui area

图5

Fig.5

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	图5 满归主体岩浆岩成因类型(A型, I型, S型)判别图 1.安山岩、流纹岩; 2.石英闪长岩; 3.花岗闪长岩; 4.细中粒二长花岗岩; 5.中细粒似斑状二长花岗岩Fig.5 Discrimination diagrams of petrogenetic type (A type, I type, S type) for the major magmatic rocks in Mangui area

Mg^#值数据表明, 石英闪长岩最高, 平均值> 40^[22], 具有壳幔混合岩浆的特点; 中细粒似斑状二长花岗岩有1个样品为42.4, 暗示有幔源参与的可能, 其他岩石Mg^#值均低于40, 反映其不具有幔源成分的参与。

主量元素分析Al₂O₃含量为12.61%~16.40%, 特征值DI为36.90~91.70。Al₂O₃值、DI值与Petro等^[23]压性与张性环境(压性Al₂O₃含量为13.95%~14.90%, DI为83.10~83.34; 张性Al₂O₃含量为12.23%~13.34%, DI为88.87~91.97)岩浆岩对比, 早期火山岩、石英闪长岩、花岗闪长岩具压性特征, 二长花岗岩类更多具压性— 张性过渡特征。SiO₂-lg[CaO/(K₂O+Na₂O)]图解(图6(a))显示: 早侏罗世的中酸性火山岩和石英闪长岩是挤压性环境形成的, 部分二长花岗岩类是在挤压和拉张过渡环境形成的, 具碰撞— 后碰撞特点。在R₁-R₂花岗岩构造环境关系图(图6(b))中, 早侏罗世火山岩和石英闪长岩主要形成于碰撞后抬升— 造山晚期阶段, 花岗闪长岩、二长花岗岩全部落入同碰撞期, 显示岩浆活动与板块俯冲-碰撞关系密切。

图6

Fig.6

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	图6 满归主体岩浆岩主量元素构造环境判别图解 1.安山岩、流纹岩; 2.石英闪长岩; 3.花岗闪长岩; 4.细中粒二长花岗岩; 5.中细粒似斑状二长花岗岩; (1).地幔分离; (2).板块碰撞前的; (3)碰撞后的抬升; (4)造山晚期的; (5)非造山的; (6)同碰撞的; (7)造山期后Fig.6 Discrimination diagrams of the tectonic setting of major elements for the major magmatic rocks in Mangui area

从表3中可以看出, 岩石稀土元素总量(Σ REE含量)中等, 为58.4× 10^-6~274.30× 10^-6, 但不同岩石类型变异程度较大, 中酸性火山岩、石英闪长岩稀土元素总量最高, 二长花岗岩类含量偏低。所有岩石轻重稀土元素分馏较为明显, (La/Yb)_N为3.42~32.96, 其中火山岩、石英闪长岩(La/Yb)_N值偏低, 分馏程度明显不如其他岩石。稀土元素配分曲线(图7(a))显示: 中酸性火山岩、石英闪长岩、细中粒二长花岗岩曲线形态相似, 均呈现轻稀土元素右倾, 轻重稀土元素分馏明显, Eu呈“ V” 字形负异常; 花岗闪长岩、中细粒似斑状二长花岗岩稀土元素配分曲线相似, 曲线右倾, 轻重稀土元素分馏明显, Eu 无异常。微量元素蛛网图(图7(b))显示: 岩石大离子亲石元素Ba相对富集, Rb、Sr相对亏损; 高场强元素Th、U 相对富集, Nb、Ti、Y等相对亏损; 曲线具有Nb、Sr、Ti的明显负异常。微量元素Zr含量绝大部分为81.80× 10^-6~233.00× 10^-6(< 250× 10^-6), (Zr+Nb+Ce+Y)含量绝大部分为146.11× 10^-6~282.61× 10^-6(< 350× 10^-6), 均低于典型非造山A型花岗岩的含量^[24], 反映岩石不属于A型系列。

图7

Fig.7

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	图7 满归主体岩浆岩稀土元素配分模式与微量元素蛛网图 1.安山岩、流纹岩; 2.石英闪长岩; 3.花岗闪长岩; 4.细中粒二长花岗岩; 5.中细粒似斑状二长花岗岩Fig.7 Distribution Pattern of REE and spider diagram of trace elements for the major magmatic rocks in Mangui area

上述分析可以看出, 岩石稀土元素曲线形态分为2类, Eu元素亏损不遵从于岩浆从基性— 酸性分离结晶的演化规律, 暗示岩浆不是来源于同源岩浆。岩石稀土曲线形态均右倾, 重稀土元素亏损, 说明源区有石榴石相残留, Eu呈“ V” 字形负异常, 反映源区有斜长石相残留; 稀土元素配分曲线形态相似的岩石可能具有相近的岩浆来源。微量元素蛛网图显示: 岩石大离子亲石元素Ba相对富集, Rb、Sr相对亏损; 高场强元素Th、U 相对富集, Nb、Ti、Y 等相对亏损; 曲线具有Nb、Sr、Ti的明显负异常, 暗示岩浆来源与强烈分异的分离结晶作用不一致^[25], 说明岩石不是形成于长期较稳定的环境, 与挤压造山环境更密切^[26]。

在满归主体岩浆岩微量元素Rb-(Y+Nb)、Nb-Y构造判别图解(图8)中样品点均落入火山弧区, 显示岩石形成于火山弧。

图8

Fig.8

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	图8 满归主体岩浆岩微量元素构造判别图 1.安山岩、流纹岩; 2.石英闪长岩; 3.花岗闪长岩; 4.细中粒二长花岗岩; 5.中细粒似斑状二长花岗岩Fig.8 Discrimination diagrams of the tectonic setting of trace elements for the major magmatic rocks in Mangui area

通过上述资料可以看出, 无论从矿物组合还是岩石地球化学特征均反映满归地区主体岩浆岩岩石成因类型为I型。前人曾将含岩浆锆石具核幔构造, 且能够反映源岩时代的侵入岩认为是地壳重熔型S型岩浆的产物^[4], 满归地区主体岩浆岩测年结果及锆石CL图像特征表明, 安山岩、花岗闪长岩、中细粒似斑状二长花岗岩具有这种特征, 但所有岩体均不见地壳重熔过程中源岩的残留体及重熔不彻底形成的具混合特征的岩石, 主要矿物之间也未见相互交代现象, 因此我们认为满归地区主体岩浆岩并不是地壳重熔的产物。

火山岩和花岗岩源区的形成一般有以下3种: 幔源岩浆的结晶分异作用、岩浆混合作用和地壳物质的部分熔融作用^[27]。岩石学、岩石化学分析数据及各种判别图解表明, 满归地区主体岩浆岩并不是由同源岩浆经结晶分异作用形成。石英闪长岩与幔源有关, Eu元素出现亏损, 暗示其岩浆来源可能有些复杂, 一方面显示可能是来源于壳幔岩浆的混合岩浆, 也不能排除由幔源岩浆经结晶分异而成。区域资料表明研究区附近并未见早侏罗世基性、超基性岩浆岩, 暗示石英闪长岩岩浆来源于前者可能性更大; 中细粒似斑状二长花岗岩也具有幔源成分参与的信息, 野外可见中细粒似斑状二长花岗岩中有细粒闪长质暗色包体, 表明中细粒似斑状二长花岗岩具壳幔混合岩浆作用的特征^[26]。中酸性火山岩、花岗闪长岩、细中粒二长花岗岩与幔源岩浆关系不大, 同时又不是经结晶分异作用形成, 表明这几类岩石最可能是地壳物质部分熔融的产物, 其中花岗闪长岩Eu无亏损, 暗示部分熔融过程中源岩可能出现了斜长石相亏损, 中酸性火山岩、细中粒二长花岗岩的稀土元素配分曲线Eu出现亏损, 暗示地壳部分熔融出现斜长石相残留。

从安山岩、花岗闪长岩和中细粒似斑状二长花岗岩测年锆石获得的年龄看, 少量锆石来源于早志留世(430 Ma)— 晚三叠世(210 Ma)的岩浆岩, 暗示这3种岩石岩浆形成过程中有早志留世— 晚三叠世岩浆岩的参与, 先成锆石在尚未完全熔融情况下又参与了新的岩浆活动并被新成锆石包裹结晶, 显示了岩浆形成过程中地壳物质来源的复杂性。

构造环境的正确厘定需要对区域地质条件综合研究, 辅以各种岩石化学分析数据及判别图解佐证。

区域上, 研究区与其所在的额尔古纳地块被认为是中亚造山带的一部分, 现在研究成果一般认为中亚造山带的形成经历了Rondinia大陆拼合— 裂解、块体拼合、大陆碰撞等长期构造的演化, 其中, 二叠纪末期古亚洲洋闭合和中生代时期蒙古— 鄂霍茨克洋的闭合, 是中亚造山带最终形成的重要时期^[4]。造山运动通常伴有一定规模的岩浆活动, 即不同时期岩浆作用对应着不同的构造体系, 蒙古— 鄂霍茨克缝合带也不例外。研究区毗邻蒙古— 鄂霍茨克缝合带中段。近年研究成果显示沿蒙古— 鄂霍茨克洋缝合带南缘不仅有中晚三叠世侵入岩, 还有大量早侏罗世侵入岩沿缝合带南缘成带状分布^{[4, 10, 18]}, 显示了构造与岩浆活动的紧密耦合关系。

满归地区主体岩浆岩各种岩石化学分析数据及判别图反映, 早侏罗世岩浆岩形成于造山晚期— 同碰撞期, 即板块俯冲— 碰撞阶段。岩石高钾钙碱性、I型特点进一步证明岩浆起源于板块俯冲过程^[28], 而火山岩+侵入岩组合体现了本区早侏罗世活动大陆边缘火山弧岩浆岩的特点。

因此, 笔者认为, 研究区早侏罗世岩浆岩形成主要与蒙古— 鄂霍茨克洋南向的俯冲— 挤压碰撞有关。

Kravchinsky等^[1]认为蒙古— 鄂霍茨克缝合带闭合时间西段中蒙古地区为C— P, 中段外贝加尔西南地区为T— J₁, 东段外贝加尔— 阿穆尔地区为J₃— K。Zonenshain等^[2]和Sengö r等^[29]认为蒙古— 鄂霍茨克洋西段(蒙古)在T闭合, 东段(阿穆尔)于J₃闭合。佘宏全等^[4]研究邻区恩和哈达一带早中生代侵入岩后认为中段开始俯冲活动时间为中三叠世末, 即229 Ma, 在T₃闭合。吴福元等^[10]在综合研究额尔古纳地块、兴安地块等分布的侵入岩后认为蒙古— 鄂霍茨克缝合带中段闭合于J₁。

综合已有的研究成果, 本文认为蒙古— 鄂霍茨克缝合带中段俯冲作用开始于中三叠世末, 到早侏罗世俯冲由低角度转为高角度并最终陆陆碰撞, 高峰期集中在早侏罗世, 即184 Ma前后。晚三叠世俯冲与纪政等^[30]研究大兴安岭中段晚三叠世安第斯型安山岩时得到的结论相吻合, 高峰碰撞期与Kravchinsky等^[1]、吴福元等^[10]确定的T— J₁接近一致。

经历早侏罗世碰撞, 西伯利亚地块与额尔古纳微地块在研究区附近拼贴成一个整体, 由于构造运动的幕式性质, 于中侏罗世沿缝合带南缘发生了短暂的陆内伸展, 在额尔古纳地块北缘形成了近EW向漠河盆地, 沉积了中侏罗统绣峰组、二十二站组、漠河组和上侏罗统开库康组向上变细再变粗的陆相碎屑沉积^[18]。漠河组粉砂岩、泥岩向开库康组粗砂岩、砾岩沉积变化反映盆地至少于晚侏罗世开始遭受挤压抬升, 并逐渐结束沉积活动。现在看挤压作用力来自于研究区北部, 一直持续到早白垩世, 在漠河盆地形成了向南的逆冲推覆构造^[18]。晚侏罗世— 早白垩世陆内与挤压有关的构造变动发生刚好与Kravchinsky等^[1]认为蒙古— 鄂霍茨克缝合带东段于J₃— K闭合时间相吻合, 暗示晚侏罗世— 早白垩世发生的漠河逆冲推覆构造可能是蒙古— 鄂霍茨克缝合带东段闭合在本区的响应。

晚侏罗世— 早白垩世研究区除受蒙古— 鄂霍茨克构造域控制外, 东北地区构造格局也发生重大变化。蒙古— 鄂霍茨克缝合带东段闭合形成由北向南挤压作用、中国大陆南部印度— 澳大利亚板块向欧亚大陆的俯冲和中国东部太平洋板块向欧亚大陆俯冲联合作用^[12], 中侏罗世— 晚白垩世发生了大规模伸展造山运动, 形成了规模宏大的大兴安岭火山喷发带及喷发带两侧以中侏罗世赤峰新民附近断陷盆地、早白垩世海拉尔坳陷盆地、晚白垩世以松辽坳陷盆地为代表的盆地沉积, 形成了东北地区特殊的盆岭构造。