張祥信, 高永豐, 雷世和

(河北地質大學 資源學院, 河北 石家莊 050031)

內蒙古中部紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖地球化學特征及成因

張祥信, 高永豐, 雷世和

(河北地質大學 資源學院, 河北 石家莊 050031)

內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；富集大離子親石元素K、Rb、Th和U, 高場強元素Nb、Ta、Ti和P強烈虧損, 具負異常；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烈, 具有中等的銪負異常。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型埃達克質巖, 其形成與蒙古—鄂霍茨克洋的閉合碰撞有關, 形成于早白堊世造山后加厚巖石圈跨塌階段的板內伸展環(huán)境, 是加厚下地殼部分熔融的產物。巖漿源區(qū)部分熔融殘留相為石榴子石, 在巖漿上升演化過程中經歷了斜長石、鈦鐵礦和磷灰石的分離結晶作用。

白音高老組; 流紋巖; C型埃達克質巖; 地球化學; 紅格爾地區(qū); 內蒙古中部

0 引 言

興蒙造山帶作為中亞造山帶的東段, 標志著華北板塊和西伯利亞板塊的界線[1-2], 在古生代—中生代早期經歷了復雜的構造演化歷史, 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事件, 引起了國內外地質學者的關注[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, 是中國東部中生代火成巖帶的重要組成部分。越來越多的鋯石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造環(huán)境存在較多爭議[7-10,14-18]。關于這些火山巖的成因, 尤其對火山作用的地球動力學背景，多數(shù)學者強調環(huán)太平洋構造體制的影響[[9-10,14-16]; 一些學者認為主要受蒙古-鄂霍茲克構造體制的影響[17]; 還有學者認為在不同階段受不同構造體制的影響, 是蒙古-鄂霍茲克構造體制和環(huán)太平洋構造體制共同作用的產物[18]。因此, 大興安嶺及鄰區(qū)中生代火山巖形成的動力學背景是興蒙造山帶構造演化聚焦的重要科學問題之一。

新近的鋯石U-Pb及Ar-Ar年代學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, 屬早白堊世的產物[7-11,15,17], 與中國東部早白堊世大火成巖事件的峰期時代相吻合[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和同位素地球化學方面的資料, 對其巖石成因及形成構造環(huán)境研究不足, 制約了該區(qū)乃至興蒙造山帶中生代構造演化歷史的深入認識。筆者依托“內蒙古1∶5萬準和熱木音蘇木(L49E021018)等六幅區(qū)域地質礦產調查”項目, 在紅格爾地區(qū)識別出早白堊世白音高老組流紋巖具有埃達克質巖的地球化學特征, 并以此為基礎, 探討了其成因及形成的構造背景, 以期為興蒙造山帶中生代構造-巖漿演化提供新資料。

1 研究區(qū)地質概況

紅格爾地區(qū)位于蘇尼特左旗北部, 大地構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(圖1)。

圖1 研究區(qū)所在位置及地質簡圖(a)大地構造位置分區(qū)圖(據(jù)Jian et al., 2010[20], 修改);(b) 紅格爾地區(qū)地質簡圖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.晚石炭世花崗閃長巖; 6.晚石炭世黑云母二長花崗巖; 7.晚石炭世堿長花崗巖; 8.噴發(fā)不整合; 9.正斷層; 10.性質不明斷層; 11.產狀; 12.取樣位置; 13.剖面線

區(qū)內地層出露下石炭統(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剖面圖(剖面位置見圖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)內侵入巖發(fā)育, 主要為晚石炭世花崗巖體, 呈巖株產出。巖體的巖石類型包括堿長花崗巖、花崗閃長巖與黑云母二長花崗巖。在巴潤和熱木一帶, 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花崗巖體之上(圖1)。花崗閃長巖體侵入于寶力高廟組碎屑巖之中。

區(qū)內斷裂發(fā)育, 沿白音高老組火山巖與晚石炭世中粒堿長花崗巖接觸帶發(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不明斷層切割。

2 巖石學特征

白音高老組火山巖主要分布于紅格爾與巴潤和熱木一帶, 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黑云母二長花崗巖體與堿長花崗巖體之上, 或者與巖體呈斷層接觸。流紋巖呈灰白、灰紫色, 斑狀結構, 流紋構造、塊狀構造(圖3)。斑晶主要為石英(1%～5%)及斜長石(5%～10%), 少量鉀長石, 部分巖石含有少量黑云母斑晶。斜長石斑晶大多為鈉長石和鈉-更長石, 半自形板狀, 有時具有鈉式和卡鈉聯(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, 熔蝕邊和港灣狀結構發(fā)育, 大小一般0.5～2.0 mm, 最大者為3.5 mm; 鉀長石斑晶大多為正長石或條紋長石, 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。基質主要為隱晶-微晶結構, 主要為長石和石英以及脫?；纬傻拈L英質礦物。副礦物主要由磷灰石、鋯石及不透明礦物組成, 散布于基質間。

3 地球化學特征

流紋巖樣品的地球化學數(shù)據(jù)在核工業(yè)北京地質研究院分析測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 等離子體質譜分析儀, 分析精度和準確度一般優(yōu)于10%。Sr-Nd-Pb同位素組成用英國Isotopx公司制造的PHOENIX熱電離質譜儀分析測定。Sr同位素比值采用86Sr/88Sr=0.119 4進行質量分餾校正, Nd同位素比值采用146Nd/144Nd=0.721 9進行校正。Pb同位素比值采用NBS-981標樣進行校正。

3.1 巖石化學特征

白音高老組流紋巖巖石化學成分見表1。從表1可見, 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, 屬于過鋁質巖石。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標準礦物中, 出現(xiàn)過飽和礦物石英和飽和礦物長石類礦物, 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, 巖石化學特征表明白音高老組流紋巖為過鋁質高鉀鈣堿性巖石。

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, 與埃達克巖的微量元素特征[23]相似。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖(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Ba相對虧損, 顯示負異常; 高場強元素Sr、P、Ti、Nb和Ta強烈虧損, 具負異常。這些特點暗示巖漿可能來源于地殼。巖石中Sr的負異常表明巖漿中存在斜長石的分離結晶, 而P的負異常與磷灰石的分離結晶有關。

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, 顯示出A型流紋巖的地球化學特征[28]。Ba、Sr、P、Ti、Nb和Ta負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果見表2。從表2中可見, 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, 重稀土內部分餾不明顯。δEu為0.57～0.68, 平均0.64, 具中等的銪負異常, 與Sr虧損相吻合, 反映巖漿存在斜長石的分離結晶作用。這與巖石中含有斜長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, 與埃達克巖的稀土元素特征[23]相似。在球粒隕石標準化圖解(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5件白音高老組流紋巖進行了Sr-Nd-Pb同位素測定, 測定結果列于表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 形成時代

本次在白音高老組流紋巖中采集了鋯石U-Pb同位素測年樣品。其中挑選了自形或半自形、多呈長柱狀或短柱狀、具有明顯巖漿成因振蕩生長環(huán)帶的鋯石，采用LA-ICP-MS方法測定, 獲得年齡(135±3.5) Ma(MSWD=3.67)*石家莊經濟學院地質調查研究院. 內蒙古1∶5萬準和熱木音蘇木、塔拉拜農場、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)域地質礦產調查野外驗收工作報告. 2014.。這個年齡與研究區(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]在誤差范圍內一致。茍軍等[8]對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]對二連盆地北緣查干諾爾組(相當于白音高老組)流紋巖進行40Ar/39Ar測年, 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]對大興安嶺中段柴河地區(qū)白音高老組流紋巖進行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年, 獲得年齡137～129 Ma。因此, 結合前人已發(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的產物, 與區(qū)域上是一致的。

4.2 巖漿來源

關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：(1)鈣堿性玄武質巖漿分離結晶形成[21,35-37];(2)玄武質巖漿底侵導致下地殼部分熔融的產物[38];(3)新生地殼和古老地殼混合成分的部分熔融, 演化過程經受了分離結晶及同化混染作用(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[39], 是陸殼巖石部分熔融的產物, 并非幔源玄武質巖漿分異演化的結果。這從研究區(qū)及相鄰地區(qū)缺乏同時代的基性火成巖的事實可以印證[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)。這些地球化學特征表明流紋巖具有埃達克質巖的屬性。在w(Sr)/w(Y)-w(Y)圖解(圖8)中, 樣品落于埃達克巖區(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型埃達克質巖[40-42]。與典型的埃達克巖相比, 流紋巖顯示了Sr和Eu負異常, 表明巖漿經歷了斜長石的分離結晶作用。而且, 高w(Sr)/w(Y)和w(La)/w(Yb)比值(被認為是埃達克巖的識別標志)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明巖石中LREE相對富集, 這一點既與巖漿來源于玄武質下地殼一致, 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應。

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鋁質高鉀鈣堿性流紋巖, 其SiO2含量超過69%, 具有相對較低的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, 高場強元素Nb、Ta、Ti和P強烈虧損。這些特征同樣表明巖漿來源于玄武質下地殼, 在巖漿演化過程中有斜長石、鈦鐵礦和磷灰石的分離結晶。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), 表明巖漿經受了分離結晶作用的演化趨勢。

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型埃達克質巖, 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, 在巖漿上升演化過程中經歷了斜長石、鈦鐵礦和磷灰石的分離結晶作用, 可能受到了上地殼的同化混染作用。

4.3 構造環(huán)境

前人對大興安嶺及鄰區(qū)中生代火山巖形成的構造環(huán)境存在較多爭議。有的學者認為大興安嶺大面積分布的中生代火山巖與地幔柱活動或相關的板內作用有關[21,38,46]; 有的學者認為與古太平洋板塊的俯沖作用有關[9-10,14-16]; 也有一些學者認為與蒙古-鄂霍次克洋閉合碰撞造山后的伸展作用有關[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間并不一致, 具有較大的時代范圍(185～105 Ma)[10], 不支持地幔柱成因。

一些學者認為大興安嶺及鄰區(qū)中生代火山巖的形成是古太平洋板塊向中國大陸俯沖作用的結果[9-10,14-16]。已有的研究表明, 古太平洋板塊最初的俯沖方向為向北或者北西方向[47], 真正向西俯沖時間只有125～110 Ma和43～0 Ma兩個時間段[48]。因此, 古太平洋板塊的向西俯沖對大興安嶺地區(qū)中生代巖漿活動影響有限。大興安嶺及鄰區(qū)遠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-鄂霍茨克洋構造體制對大興安嶺及鄰區(qū)地質演化歷史作用的研究越來越受到重視[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, 但其北側仍存在有蒙古-鄂霍茨克洋。古地磁和地質資料顯示, 蒙古-鄂霍茨克洋從晚石炭世開始, 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。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)模逆沖推覆構造記錄了這次強烈的擠壓構造變形事件[56]。大興安嶺及鄰區(qū)在中生代早侏羅世后識別出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程的地質事件。

在花崗巖的w(Hf)-w(Rb)/30-w(Ta)構造環(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。在A型花崗巖w(Y)-w(Nb)-3w(Ga)判別圖解(圖略)中, 樣品點均落入A2 型花崗巖區(qū)域, 同樣指示造山后的張性構造環(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, 反映了造山后加厚巖石圈跨塌階段的板內伸展環(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, 構造環(huán)境由擠壓轉變?yōu)槔瓘?。研究區(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伸展構造背景, 同時表明蘇尼特左旗北部紅格爾地區(qū)135 Ma已經處于板內拉張環(huán)境。

5 結 論

通過對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和同位素地球化學研究, 可以得出以下結論：

(1)紅格爾地區(qū)白音高老組流紋巖屬于過鋁質高鉀鈣堿性巖石, 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Ba明顯虧損, 高場強元素Nb、Ta、Ti和P強烈虧損。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), 具有埃達克質巖的地球化學特征。

(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, 在巖漿上升演化過程中經歷了斜長石、鈦鐵礦和磷灰石的分離結晶作用, 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, 形成于造山后加厚巖石圈跨塌階段的板內伸展環(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, 對完善本文起了很大的作用。在此一并表示衷心感謝。

[1] XIAO W J, WINDLEY B F, HAO J, et al. Accretion leading to collision and the Solonker suture, Inner Mongolia, China: Termination of the Central Asian Orogenic Belt[J]. Tectonics, 2003, 22(6): 1069-1088.

[2] MIAO L C, FAN W M, LIU D Y, et al. Geochronology and geochemistry of the Hegenshan ophiolitic complex: Implications for late-stage tectonic evolution of the Inner Mongolia-Daxinganling orogenic belt, China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2008, 32: 348-370.

[3] WINDLEY B F, ALEXEIEV D, XIAO W J, et al. Tectonic models for accretion of the Central Asian Orogenic Belt[J]. Journal of the Geological Society of London, 2007, 164: 31-47.

[4] 李錦軼, 張進, 楊天南, 等. 北亞造山區(qū)南部及其毗鄰地區(qū)地殼構造分區(qū)與構造演化[J]. 吉林大學學報(地球科學版), 2009, 39(4): 584-605.

[5] 徐備,趙盼, 鮑慶中,等. 興蒙造山帶前中生代構造單元劃分初探[J]. 巖石學報, 2014, 30(7): 1841-1857.

[6] 石玉若, 劉敦一, 張旗, 等. 內蒙古中部蘇尼特左旗地區(qū)三疊紀A型花崗巖鋯石SHRIMP U-Pb年齡及其區(qū)域構造意義[J]. 地質通報, 2007, 26(2): 183-189.

[7] 陳志廣, 張連昌, 吳華英, 等. 二連盆地北緣晚中生代火山巖Ar-Ar年代、地球化學及構造背景[J]. 巖石學報, 2009, 25(2): 297-310.

[8] 茍軍, 孫德有, 趙忠華, 等. 滿洲里南部白音高老組流紋巖鋯石U-Pb定年及巖石成因[J]. 巖石學報, 2010, 26(1): 333-344.

[9] ZHANG J H, GE W C, WU F Y, et al. Large-scale Early Cretaceous volcanic events in the northern Great Xing’an Range, Northeastern China[J]. Lithos, 2008, 102: 138-157.

[10] ZhANG J H, GAO S, GE W C, et al. Geochronology of the Mesozoic volcanic rocks in the Great Xing’an Range, northeastern China: Implications for subduction-induced delamination[J]. Chemical Geology, 2010, 276: 144-165.

[11] 司秋亮, 崔天日, 王恩德, 等. 大興安嶺柴河白音高老組流紋巖鋯石U-Pb定年及成因探討[J]. 東北大學學報(自然科學版), 2016, 37(3): 412-415.

[12] 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.

[13] 楊增海, 王建平, 劉家軍, 等. 內蒙古烏日尼圖花崗巖的年代學、地球化學及其地質意義[J]. 現(xiàn)代地質, 2016, 30(3): 528-540.

[14] 聶立軍, 賈海明, 王聰, 等. 大興安嶺中段白音高老組流紋巖年代學、地球化學及其地質意義[J]. 世界地質, 2015, 34(2): 296-304.

[15] WANG F, ZHOU X H, ZHANG L C, et al. Late Mesozoic volcanism in the Great Xing’an range(NE China): Timing and implications for the dynamic setting of NE Asia[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2006, 251(1/2): 179-198.

[16] 趙磊, 高福紅,張彥龍,等. 海拉爾盆地中生代火山巖鋯石U-Pb年代學及其地質意義[J]. 巖石學報, 2013, 29(3): 864-874.

[17] 王建國,和鐘鏵,許文良. 大興安嶺南部鈉閃石流紋巖的巖石成因: 年代學和地球化學證據(jù)[J]. 巖石學報, 2013, 29(3): 853-863.

[18] 許文良, 王楓,裴福萍,等. 中國東北中生代構造體制與區(qū)域成礦背景: 來自中生代火山巖組合時空變化的制約[J]. 巖石學報, 2013, 29(2): 339-353.

[19] 內蒙古地質礦產局. 內蒙古自治區(qū)區(qū)域地質志[M]. 北京: 地質出版社, 1991：1-725.

[20] JIAN P, LIU D, KR?NER A, et al. Evolution of a Permian intraoceanic arc-trench system in the Solonker suture zone, Central Asian Orogenic Belt, China and Mongolia[J]. Lithos, 2010, 118: 169-190.

[21] 葛文春, 林強, 孫德有, 等. 大興安嶺中生代兩類流紋巖成因的地球化學研究[J]. 地球科學, 2000, 25(2): 172-178.

[22] 孟凡超, 劉嘉麒, 李明, 等. 松遼盆地徐家圍子營城組流紋巖地球化學特征及構造指示意義[J]. 巖石學報, 2010, 26(1): 227-241.

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

[24] MIDDLEMOST E A K. Naming materials in the magma/igneous rock system[J]. Earth-Science Reviews, 1994, 37: 215-224.

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

[26] SUN S S, MCDONOUGH W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalt: Implication for mantle composition and processes[M]//SAUNDERS A D, NORRY M J. Magmatism in the Ocean Basins. London:Geology Society,Special Publication, 1989, 42: 528-548.

[27] BOYNTON W V. Geochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies[M]//HENDERSON P. Rare Earth Element Geochemistry. New York: Elsevier, 1984: 63-114.

[28] HERGT J, WOODHEAD J, SCHOFIELD A. A-type magmatism in the Western Lachlan Fold Belt? A study of granites and rhyolites from the Grampians region, Western Victoria[J]. Lithos, 2007, 97(1/2): 122-139.

[29] WU F Y, SUN D Y, LI H M, et al. A-type granites in Northeastern China: Age and geochemical constraints on their petrogenesis[J]. Chemical Geology, 2002, 187: 143-173.

[30] 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.

[31] 李大鵬, 陳岳龍, 王忠, 等. 內蒙古不同時代花崗巖類Nd、Pb同位素特征及其地質意義[J]. 現(xiàn)代地質, 2010, 24(5): 821-831.

[32] ZARTMAN R E, DOE B R. Plumbotectonics: The model[J]. Tectonophysic, 1981, 75: 135-162.

[33] 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.

[34] GUO F, FAN W M, LI C, et al. Early Cretaceous highly positive εNdfelsic volcanic rocks from the Hinggan Mountains, NE China: Origin and implications for Phanerozoic crustal growth[J]. International Journal of Earth Sciences, 2009, 98: 1395-1411.

[35] FAN W M, GUO F, WANG Y J, et al. Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of post-orogenic extension in the northern Da Hinggan Mountains, northern China[J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2003, 121(1/2): 115-135.

[36] 林強, 葛文春, 曹林, 等. 大興安嶺中生代雙峰式火山巖的地球化學特征[J]. 地球化學, 2003, 32(3): 208-222.

[37] 張連昌, 陳志廣, 周新華, 等. 大興安嶺根河地區(qū)早白堊世火山巖深部源區(qū)與構造-巖漿演化: Sr-Nd-Pb-Hf同位素地球化學制約[J]. 巖石學報, 2007, 23(11): 2823-2835.

[38] 郭鋒, 范蔚茗, 王岳軍, 等. 大興安嶺南段中生代雙峰式火山作用[J]. 巖石學報, 2001, 17(1): 61-68.

[39] FRANCALANCI L, TAUOR S R, MCCULLOCH M T, et al. Geochemical and isotopic variations in the calc-alkaline rocks of Aeolian arc, southern Tyrrhenian Sea, Italy: Constraints on magma genesis[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1993, 113: 300-313.

[40] 張旗, 王焰, 錢青, 等. 中國東部燕山期埃達克巖的特征及其構造-成礦意義[J]. 巖石學報, 2001, 17(2): 236-244.

[41] 周賓, 鄭有業(yè), 童海奎, 等. 柴北緣早古生代埃達克質花崗巖鋯石定年及其地質意義[J]. 現(xiàn)代地質, 2014, 28(5): 875-883.

[42] WANG Q, MCDERMOTT F, XU J F, et al. Cenozoic K-rich adakitic volcanic rocks in the Hohxil area, northern Tibet: Lower-crustal melting in an intra-continental setting[J]. Geology, 2005, 33: 465-468.

[43] CASTILLO P R. An overview of adakite petrogenesis[J]. Chinese Science Bulletin, 2006, 51(3): 257-268.

[44] 張旗, 王焰, 熊小林, 等. 埃達克巖和花崗巖: 挑戰(zhàn)與機遇[M]. 北京: 中國大地出版社, 2008：1-344.

[45] DEFANT M J, XU J F, KEPEZHINSKAS P, et al. Adakites: Some variations on a theme[J]. Acta Petrologica Sinica, 2002, 18: 129-142.

[46] 林強, 葛文春, 孫德有, 等. 中國東北地區(qū)中生代火山巖的大地構造意義[J]. 地質科學, 1998, 33(2): 129-139.

[47] NORTHRUP C J, ROYDEN L H, BURCHFIEL B C. Motion of the Pacific plate relative to Eurasia and its potential relation to Cenozoic extrusion along the eastern margin of Eurasia[J]. Geology, 1995, 23: 719-722.

[48] 張旗. 中國東部中生代巖漿活動與太平洋板塊向西俯沖有關嗎?[J] 巖石礦物學雜志, 2013, 32(1): 113-128.

[49] 李錦軼, 莫申國, 和政軍, 等. 大興安嶺北段地殼左行走滑運動的時代及其對中國東北及鄰區(qū)中生代以來地殼構造演化重建的制約[J]. 地學前緣, 2004, 11(3): 157-168.

[50] 佘宏全, 李進文, 向安平, 等. 大興安嶺中北段原巖鋯石U-Pb測年及其與區(qū)域構造演化關系[J]. 巖石學報, 2012, 28(2): 571-594.

[51] 楊奇荻, 郭磊,王濤,等. 大興安嶺中南段甘珠爾廟地區(qū)晚中生代兩期花崗巖的時代、成因、物源及其構造背景[J]. 巖石學報, 2014, 30(7): 1961-1981.

[52] 董樹文, 張岳橋, 陳宣華, 等. 晚侏羅世東亞多向匯聚構造體系的形成與變形特征[J]. 地球學報, 2008, 29(3): 306-317.

[53] METELKIN D V, VERNKOVSKY V A, KAZANSKY A Y, et al. Late Mesozoic tectonics of Central Asia based on paleomagnetic evidence[J]. Gondwana Research, 2010, 18(2/3): 400-419.

[54] COCKS L R M, TORSVIK T H. The dynamic evolution of the Paleozoic geography of eastern Asia[J]. Earth-Science Reviews, 2013, 117: 40-79.

[55] 黃始琪, 董樹文, 張福勤, 等. 蒙古-鄂霍茨克構造帶中段構造變形及動力學特征[J]. 地球學報, 2014, 35(4): 415-424.

[56] MENG Q R, HU J M, JIN J Q, et al. Tectonics of the Late Mesozoic wide extensional basin system in the China-Mongolia border region[J]. Basin Research, 2003, 15(3): 397-415.

[57] 劉翠, 鄧晉福,許立權,等. 大興安嶺-小興安嶺地區(qū)中生代巖漿-構造-鉬成礦地質事件序列的初步框架[J]. 地學前緣, 2011, 18(3): 166-178.

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；責任編輯：樓亞兒。

中國地質調查局項目“內蒙古1∶5萬準和熱木音蘇木(L49E021018)等六幅區(qū)域地質礦產調查”(1212011220458)。

張祥信, 男, 副教授, 1975年出生, 構造地質學專業(yè), 主要從事構造地質學教學與區(qū)域地質礦產調查工作。Email: zhxiangxin@126.com。

P588.14

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1000-8527(2016)05-0950-11