張立仕 孫豐月, 2 錢燁, 2 張雅靜, 2 王力 王琳琳

1.吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，長春 130061 2.自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室，長春 130061

大陸地殼的形成、增生和演化是解決地球物質(zhì)組成和構(gòu)造演化的重要突破口，同時也是探索與人類的能源資源和生存環(huán)境息息相關(guān)的礦產(chǎn)、氣候、水資源和生物種群形成與變化的重要線索(Allègre and Jaupart, 1985; Rudnick, 1995; Polat, 2012)。

花崗巖在整個中國東北地區(qū)非常發(fā)育，其時代主要集中于中生代，其次為古生代，少量形成于前寒武紀(jì)時期(葛文春等, 2007; Wuetal., 2011)，這類巖體分布面積巨大，是我國大陸上極為著名的地質(zhì)景觀，可被譽為“巨型花崗巖省”(吳福元等, 1999)。大陸地殼的主體組成部分就是花崗巖，是研究地殼生長、物質(zhì)組成、改造及演化的重要“窗口”(Wuetal., 2007)。根據(jù)前人在興蒙造山帶中松遼地塊研究的報道，該區(qū)廣泛發(fā)育160～190Ma的早-中侏羅世花崗類巖石，這為我們研究東北地區(qū)大陸地殼生長提供了非常良好的天然樣品。鑒于此，在通過詳細(xì)的野外踏勘之后，我們選擇了松遼地塊東部張廣才嶺的后倒木地區(qū)的花崗巖類巖石為研究對象，對其進(jìn)行了詳細(xì)的巖石學(xué)、巖相學(xué)、年代學(xué)、全巖元素地球化學(xué)、鋯石原位Hf 同位素以及全巖Sr-Nd同位素研究，探討其巖石成因、源區(qū)屬性以及構(gòu)造環(huán)境，并結(jié)合前人的研究成果，對古亞洲洋的俯沖、消減導(dǎo)致的地殼增生作用，及古太平洋板塊的俯沖作用對區(qū)域深部地殼的改造進(jìn)行探討，進(jìn)一步為研究中亞造山帶東部地殼增生時間提供新的參考資料。

1 區(qū)域地質(zhì)背景與樣品描述

中亞造山帶東部——興蒙造山帶，南有西拉木倫-長春-延吉縫合帶與華北克拉通相鄰，北有中生代蒙古-鄂霍茨克縫合帶與西伯利亞克拉通相連，東側(cè)為環(huán)太平洋構(gòu)造體系(圖1a)。按微陸塊及構(gòu)造帶的屬性，區(qū)內(nèi)主要構(gòu)造單元包括微陸塊和顯生宙造山帶，即：額爾古納地塊、興安地塊、松遼地塊、佳木斯-興凱地塊由西向東分列其中(圖1b)；陸塊間的造山帶包括位于興安地塊與松嫩地塊之間的多寶山古生代(早古生代-晚古生代早期)島弧帶(Li, 2006)和華北克拉通北緣的古生代陸緣增生雜巖帶(Wuetal., 2007)。興蒙造山帶，在古生代(尤其是晚古生代)-中生代期間疊加有蒙古-鄂霍茨克構(gòu)造體系的改造，該大洋板塊晚古生代晚期發(fā)生的南向俯沖作用(Tangetal., 2014, 2016; Lietal., 2018)、大洋的閉合以及閉合后的伸展作用對興蒙造山帶進(jìn)行了強(qiáng)烈改造。同時，興蒙造山帶在中生代期間也經(jīng)歷了古太平洋板塊西向俯沖作用的疊加與改造(Xuetal., 2013)。

本文研究區(qū)區(qū)域構(gòu)造位置屬于華北克拉通北部、中亞造山帶東段以及西環(huán)太平洋外帶結(jié)合部位(李錦軼, 1998; 葛文春等, 2007; Wuetal., 2011; 王志偉, 2017; 王琳琳, 2018)，區(qū)域上處于伊通-依蘭斷裂、敦化-密山斷裂、西拉木倫-長春-延吉縫合帶所挾持的區(qū)域內(nèi)(圖1c)。區(qū)域上各時代地層都有出露(吳福元和曹林, 1999)。區(qū)域火成巖比較發(fā)育，主要出露的火成巖有華力西期花崗閃長巖、斜長花崗巖、二長巖，三疊紀(jì)花崗斑巖、花崗閃長巖，燕山期花崗閃長巖、二長花崗巖、正長花崗巖、花崗斑巖、細(xì)?；◢弾r等。

圖1 中亞造山帶構(gòu)造綱要圖(a, 據(jù)Ge et al., 2017修改)、研究區(qū)構(gòu)造位置圖(b, 據(jù)張海洪等, 2016修改)和張廣才嶺地區(qū)地質(zhì)簡圖(c, 據(jù)鞠楠, 2020修改)

后倒木地區(qū)位于伊通-依蘭斷裂帶東南緣南側(cè)、后柳河子-老地局?jǐn)嗔褨|北側(cè)，構(gòu)造活動頻繁，具有良好的成巖成礦背景。該地區(qū)巖漿構(gòu)造活動頻繁，在后倒木村莊南部有鉬礦體出露，該區(qū)暴露的地層相對較少，僅發(fā)現(xiàn)第四系(楊寶森等, 2011; 張勇, 2013)。黑云母花崗斑巖、閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖和正長花崗巖為其主要的侵入巖(圖2)。

圖2 后倒木地區(qū)地質(zhì)圖(據(jù)楊寶森, 2011修改)

2 樣品特征與分析方法

2.1 樣品特征

本文在詳細(xì)觀察識別各種巖性侵入體的基礎(chǔ)上，于后倒木地區(qū)采集了新鮮的花崗閃長巖(HDM-N1)、二長花崗巖(HDM-N2)和正長花崗巖(HDM-N3)樣品(圖2、圖3)。花崗閃長巖顏色主要為灰色，中-粗粒花崗結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造(圖3c)。主要礦物有角閃石、斜長石、石英、黑云母等。在偏光顯微鏡下可見：角閃石呈針狀和柱狀，半自形，含量20%～30%；而半自形板狀的斜長石，其粒徑為1.0～3.0mm，含量約為60%，發(fā)育聚片雙晶；石英呈他形粒狀，粒徑1.0～3.0mm，含量5%，晶面較干凈；黑云母的含量約為3%～5%。二長花崗巖，不等粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。主要礦物有堿性長石、斜長石、石英、黑云母等。斜長石呈半自形板狀，含量大約為35%左右，粒度介于1.5～3.0mm之間；堿性長石為半自形柱狀或短柱狀，含量40%，粒度0.5～3.0mm；石英呈他形粒狀，含量約為20%，粒度介于0.5～2.5mm之間；鏡下呈片狀的黑云母，其粒度基本介于0.5～1.5mm之間，含量一般為3%～5%(圖3d, f)。正長花崗巖，具花崗結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造；主要由長石、石英、黑云母等礦物組成。石英以顯晶粒狀產(chǎn)出，顆粒大小約為0.1～1.2mm，主要集中在0.3～0.6mm，含量約占50%。長石主要有微斜長石、斜長石，微斜長石粒度大小約為0.2～1mm，主要集中在0.3～0.6mm，含量約占30%；斜長石粒徑與微斜長石相當(dāng)，含量約占15%；黑云母粒度較小，長短軸比一般為2:1，長軸多為0.2mm，含量約占5%(圖3e)。

圖3 后倒木花崗巖類巖石野外及鏡下照片

2.2 分析方法

鋯石單礦物分選由北京燕都中實測試技術(shù)有限公司完成。首先將待測年巖石樣品粉碎至80～100目，接著采用常規(guī)重選和磁選方法進(jìn)行初步分選，再在雙目顯微鏡下手工挑選出鋯石顆粒。把晶型比較完整的鋯石顆粒制成激光樣品靶。在北京燕都中實測試技術(shù)有限公司對樣品鋯石進(jìn)行陰極發(fā)光(CL)圖像采集，并進(jìn)行同位素測年。鋯石U-Pb同位素測年分析通過LA-ICP-MS分析完成。激光剝蝕系統(tǒng)為New Wave UP213，ICP-MS為M90。實驗中使用He為載氣、Ar氣作補(bǔ)償氣。選取國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500做外標(biāo)。實驗中剝蝕直徑選擇30μm。具體的實驗流程參閱Yuanetal.(2004)。校正普通鉛實驗室采用是Andersen(2002)的方法，實驗數(shù)據(jù)結(jié)果處理采用ISOPLOT3.0(Ludwig, 2003)。

全巖主量和微量元素分析于吉林大學(xué)東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室開展，測試流程如下：將樣品碎至厘米級的塊體，選用新鮮標(biāo)本再粉碎至200目。全巖主量元素測試將樣品與助熔劑混合，經(jīng)處理后通過XRF測試。實驗的分析精度優(yōu)于1%。全巖微量元素測試采用ICP-MS完成，實驗過程中采用國際標(biāo)樣進(jìn)行監(jiān)控，其分析精度和準(zhǔn)確度分別為：Th、U為0.05×10-6，Cs、Sr、Ta為0.1×10-6，Ba為0.5×10-6，Rb、Hf、Nb為0.2×10-6，Zn、Zr為2×10-6，V、Co、Ni、Cr、Cu為1×10-6，K、P、Ti為0.01%。

鋯石Hf同位素分析在北京燕都中實測試技術(shù)有限公司進(jìn)行，采用多接收-電感耦合等離子體質(zhì)譜完成。實驗步驟與校準(zhǔn)方法請參閱Wuetal.(2006)。實驗中，能量強(qiáng)度為16J/cm2，剝蝕頻率為8Hz，剝蝕直徑約30μm。實驗過程中采用國際標(biāo)準(zhǔn)樣品進(jìn)行監(jiān)控。

全巖樣品的Sr-Nd同位素測試在北京燕都中實測試技術(shù)有限公司進(jìn)行。主要分析流程如下：準(zhǔn)確稱取0.25g樣品于Teflon燜罐內(nèi)，與酸混合之后，通過封閉加熱，160℃趕除HF，加入3mL HNO3，150℃密閉復(fù)溶6小時，定容至25g。通過調(diào)節(jié)酸度、溶液離心之后，可以獲取Sr、Nd樣品溶液。使用Thermo Fisher Scientific多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀Neptune Plus MC-ICP-MS分別測定87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值，根據(jù)88Sr/86Sr值(8.373209)和146Nd/144Nd值(0.7218)按照指數(shù)規(guī)律對測定的87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值進(jìn)行在線質(zhì)量分餾校正。實驗結(jié)果中87Sr/86Sr與143Nd/144Nd的不確定度采用2σ，分析過程中，NBS987標(biāo)準(zhǔn)的86Sr/88Sr測定值為0.710280±6(2σ，N=15)，EstonJndi-1標(biāo)準(zhǔn)的143Nd/144Nd測定值0.512087±2(2σ，N=18)。

3 實驗結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb 年代學(xué)

對后倒木花崗閃長巖(HDM-N1)、二長花崗巖(HDM-N2)和正長花崗巖(HDM-N3)3件樣品進(jìn)行了鋯石U-Pb年齡測定。鋯石的顏色大多呈現(xiàn)淺灰色，形狀為短柱狀或者自形柱狀，表面比較光滑，其晶形較完整(圖4)。所測試樣品的鋯石長寬比介于1:1.5～1:5之間，同時樣品鋯石的Th/U比介于0.32～0.71(表1)，與巖漿鋯石特征相符合(Koschek, 1993; Belousovaetal., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003; Griffinetal., 2004; 吳福元等, 2007; 鄭偉等, 2013)，這與鋯石在CL圖像(圖4)上表現(xiàn)的巖漿鋯石震蕩環(huán)帶特征相一致。

表1 后倒木花崗質(zhì)巖石LA-ICP-MS鋯石測年數(shù)據(jù)

圖4 后倒木花崗質(zhì)巖石中鋯石陰極發(fā)光圖像

花崗閃長巖樣品HDM-N1中的鋯石晶體長度較短，從70μm到150μm不等。我們選擇其中15顆鋯石顆粒進(jìn)行同位素年齡測定，所有點的測試結(jié)果均落在諧和線上或附近，獲得其U-Pb一致年齡為174.8±0.8Ma，與加權(quán)平均值175.0±1.6Ma非常一致(圖5a)，代表花崗閃長巖的形成時代。

圖5 后倒木花崗質(zhì)巖石LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡諧和圖

二長花崗巖樣品的鋯石顆粒無色，長度介于100～200μm之間，長寬比介于1:1.5～1:3之間。15個分析點的206Pb/238U諧和年齡為173.6±0.8Ma，加權(quán)平均206Pb/238U年齡為173.7±1.4Ma(圖5b)，代表二長花崗巖的形成年齡。

正長花崗巖中的鋯石長度較長，從100μm到300μm不等，長寬比介于1:1～1:3之間。我們通過對16顆鋯石進(jìn)行同位素年齡測試，獲得206Pb/238U諧和年齡為171.3±0.8Ma，206Pb/238U加權(quán)平均年齡為171.3±1.5Ma(圖5c)。

3.2 巖石地球化學(xué)特征

本次研究挑選后倒木地區(qū)6件花崗閃長巖、5件二長花崗巖和6件正長花崗巖共計17件樣品，對其開展主量元素和微量元素分析研究，實驗結(jié)果列于表2。

表2 后倒木花崗質(zhì)巖石主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)測試結(jié)果

花崗閃長巖SiO2的含量在66.58%～68.17%之間變動，Al2O3含量介于15.09%～16.03%之間，TiO2含量介于0.41%～0.53%之間，Na2O/K2O變化范圍為1.28～1.65，全部>1.0。巖石具有高Al、高Na特點。A/CNK介于0.99～1.11之間，屬于偏鋁質(zhì)到輕微過鋁質(zhì)。通過QAP巖石判別圖解(圖6a)可看出，該樣品屬花崗閃長巖，在SiO2-K2O判別圖解中(圖6b)，樣品投點于鈣堿性系列至高鉀鈣堿性系列之間。花崗閃長巖樣品的∑REE范圍為72.1×10-6～85.7×10-6。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖7a)，樣品顯示LREE富集((La/Yb)N=11.3～14.1)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖7b)，花崗閃長巖樣品呈現(xiàn)出大離子親石元素Rb、Ba、Th、U以及K等富集，而高場強(qiáng)元素Nb、Ta、P等虧損的特征。

圖6 后倒木花崗質(zhì)巖石QAP圖解(a,據(jù)Streckeisen, 1976)、SiO2-K2O圖解(b,據(jù)Morrison, 1980)和A/CNK-A/NK判別圖解(c,據(jù)Middlemost, 1994)

圖7 后倒木花崗質(zhì)巖石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a、c、e)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b、d、f)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

二長花崗巖SiO2變化范圍為69.85%至71.61%之間，Al2O3含量介于14.61%～15.17%之間，TiO2含量介于0.35%～0.37%之間，在堿質(zhì)組分中，Na2O/K2O介于0.84～1.10之間，大多數(shù)>1.0。巖石具有高Al、高Na特點。A/CNK介于0.99～1.05之間，屬于輕微過鋁質(zhì)。通過QAP巖石判別圖解(圖6a)可看出，該樣品屬二長花崗巖，在SiO2-K2O判別圖解中(圖6b)，樣品投點于高鉀鈣堿性系列。二長花崗巖樣品的ΣREE范圍為107.2×10-6～119.5×10-6。樣品輕重稀土分餾明顯。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖7c)，樣品顯示LREE富集((La/Yb)N=24.3～33.3)和中等的Eu負(fù)異常(δEu=0.51～0.66)。從原始地幔微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖7d)可見，二長花崗巖樣品的大離子親石元素Rb、Ba、Th、U和K等比較富集，而高場強(qiáng)元素Nb、Ta和P等相對虧損。

正長花崗巖SiO2含量介于75.71%～76.73%之間，Al2O3含量介于12.21%～12.71%之間，TiO2含量介于0.06%～0.08%之間，在堿質(zhì)組分中，Na2O/K2O介于 0.94～1.00之間。A/CNK值變化范圍為1.01～1.08。通過QAP巖石判別圖解(圖6a)可看出，該樣品屬正長花崗巖，在SiO2-K2O判別圖解中(圖6b)，樣品投點于高鉀鈣堿性系列。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖中(圖7e)，樣品顯示LREE富集((La/Yb)N=9.5～14.0)和強(qiáng)烈的Eu負(fù)異常(δEu=0.27～0.30)。從原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖7f)可見，正長花崗巖的大離子親石元素Rb、Th和K等比較富集，而高場強(qiáng)元素Nb、Ta、P、Ti和Y等相對虧損。

3.3 鋯石Hf同位素特征

對后倒木地區(qū)的花崗閃長巖(HDM-N1)、二長花崗巖(HDM-N2)和正長花崗巖(HDM-N3)三種巖性樣品開展鋯石原位Hf同位素分析測試，實驗結(jié)果以及參數(shù)列于表3。

表3 后倒木花崗質(zhì)巖石中鋯石的Hf同位素組成

表3數(shù)據(jù)表明，花崗閃長巖的鋯石中176Lu/177Hf為0.000434～0.001714，二長花崗巖176Lu/177Hf為0.000600～0.001213，正長花崗巖176Lu/177Hf為0.000438～0.001275。后倒木地區(qū)花崗質(zhì)巖石的fLu/Hf值皆為-0.98左右，相比鎂鐵質(zhì)地殼的fLu/Hf(-0.34)(Amelinetal., 2000)與硅鋁質(zhì)地殼的fLu/Hf(-0.72)(Vervoortetal., 1996)都要小，從而計算源區(qū)物質(zhì)從虧損地幔抽取的時間可以采用二階段模式年齡。后倒木地區(qū)鋯石Hf同位素組成顯示：花崗閃長巖176Hf/177Hf=0.282784～0.282919，對應(yīng)的εHf(t)=+4.1～+9.0，tDM2=554～806Ma；二長花崗巖的176Hf/177Hf=0.282855～0.282911，對應(yīng)的εHf(t)=+6.6～+8.6，tDM2=569～673Ma；正長花崗巖的176Hf/177Hf=0.282866～0.282918，對應(yīng)的εHf(t)=+7.0～+8.9，tDM2=556～652Ma。

3.4 Sr、Nd同位素組成

后倒木花崗質(zhì)巖石的Sr、Nd同位素組成分析結(jié)果見表4。樣品的Sr-Nd同位素特征比較相似，顯示了同源巖漿的特性，其中花崗閃長巖的Isr介于0.706319～0.706954之間，εNd(t)介于+2.92～+3.95之間，二階段模式年齡tDM2介于639～724Ma之間；二長花崗巖的Isr=0.706582～0.707562，εNd(t)介于+2.70～+3.58之間，二階段模式年齡tDM2介于670～741Ma之間；正長花崗巖的Isr=0.706716～0.707782，εNd(t)介于+2.38～+3.15之間，二階段模式年齡tDM2介于704～768Ma之間。

表4 后倒木花崗質(zhì)巖石Sr-Nd同位素組成

4 討論

4.1 巖石成因

4.1.1 巖石成因類型

花崗巖的成因類型根據(jù)物質(zhì)成分、構(gòu)造環(huán)境、源區(qū)特征可劃分為I型、S型、A型和M型(Chappell and White, 1974, 1991, 1999; Zhengetal., 2017a, b)。角閃石是判定I型花崗巖的特征礦物；而堇青石、石榴子石等富鋁礦物則是判定S型花崗巖的特征性礦物；A型花崗巖堿性暗色礦物(鈉閃石)是它的特征礦物(Chappell and White, 1974; Chappell, 1999; Chappelletal., 2012; Mille, 1985; Yangetal., 2008; Zhengetal., 2017a, b)。前人先后提出過很多花崗巖成因的判別方法，除了巖相學(xué)之外，可以利用微量元素圖解進(jìn)行判別，Whalenetal.(1987)提出了以104×Ga/Al與微量元素為基礎(chǔ)的花崗巖分類判別圖解(圖8)，本次研究的樣品大部分投點于I、S型花崗巖區(qū)域內(nèi)。通常情況下，富集Th和Y的礦物在準(zhǔn)鋁質(zhì)巖漿中是不會先結(jié)晶的，而在過鋁質(zhì)巖漿中則會優(yōu)先結(jié)晶，這就會導(dǎo)致I型花崗巖比S型花崗巖有相對較高的Th與Y的含量，而且Th、Y和Rb 都表現(xiàn)出正相關(guān)的關(guān)系(Wuetal., 2003; Lietal., 2007)，后倒木花崗質(zhì)巖石的Th、Y含量分別為3.72×10-6～18.03×10-6與6.72×10-6～12.57×10-6，顯示了與Rb元素都呈現(xiàn)出正相關(guān)的關(guān)系(圖9b, c)，便證明了后倒木的花崗質(zhì)巖石屬I型花崗巖；在SiO2-Ce圖解中(圖9a)，本次研究的樣品均投入I型花崗巖區(qū)域內(nèi)。另外，顯微鏡下沒有發(fā)現(xiàn)作為S型花崗巖判定的標(biāo)志性富鋁礦物，像堇青石、石榴子石以及白云母等，更沒有發(fā)現(xiàn)像鐵橄欖石、鈉閃石-鈉鐵閃石以及霓石-霓輝石等A型花崗巖判別的典型堿性暗色礦物，這就更加證明了后倒木花崗質(zhì)巖石為I型花崗巖。綜上所述，認(rèn)為研究區(qū)花崗質(zhì)巖石應(yīng)屬I型花崗巖，這也同區(qū)內(nèi)廣泛發(fā)育的I型花崗質(zhì)巖石的類型相一致(葛文春等, 2007; 于曉飛等, 2012; Zhangetal., 2013; 劉萬臻等, 2014; 王琳琳, 2018; Zheng and Yu, 2018)。

圖8 后倒木花崗質(zhì)巖石的成因判別圖(底圖據(jù)Whalen et al., 1987)

圖9 后倒木花崗質(zhì)巖石SiO2-Ce判別圖解(a)、Rb-Y圖解(b)和Rb-Th圖解(c)(據(jù)Li et al., 2007)

4.1.2 巖漿源區(qū)性質(zhì)

后倒木三種花崗質(zhì)巖石具有相似的同位素組成，顯示了同源巖漿的特征，即初始鍶(相對較低0.706319～0.707782)、εNd值(為正+2.38～+3.95)，而且具有年輕的Nd 同位素二階段模式年齡(tDM2=639～768Ma)。在(87Sr/86Sr)i-εNd(t)巖石成因模擬圖解中，后倒木花崗質(zhì)巖石的樣品點基本落在東北地區(qū)花崗巖區(qū)域中(圖10a)；其εNd(t)值(+2.38～+3.95)與興蒙造山帶顯生宙時期花崗巖的εNd(t)值(-2.2～+7.1,平均值為+2.0)一致(吳福元等, 1999; 吳福元和孫德有, 1999; Wuetal., 2000; Yangetal., 2017)，顯示其可能來自新生地殼或虧損地幔。實驗巖石學(xué)已經(jīng)證明，巖石圈地幔部分熔融只會生成玄武質(zhì)熔體，無法直接形成花崗質(zhì)熔體，而花崗質(zhì)巖漿只有通過大量的玄武質(zhì)巖漿才能產(chǎn)生(Wyllie, 1984)。其源區(qū)應(yīng)該是新生地殼。上述研究表明后倒木花崗質(zhì)巖石是由虧損地幔經(jīng)過部分熔融形成新生下地殼后，再次熔融形成的。該結(jié)論與前人通過研究從而獲得的鍶釹同位素結(jié)果相一致，即東北地區(qū)的絕大部分花崗巖都顯著具有低的初始鍶和高的初始釹還有年輕的釹二階段模式年齡(邵濟(jì)安等, 2002)。

圖10 后倒木花崗質(zhì)巖石(87Sr/86Sr)i-εNd(t)圖解(底圖據(jù)Jahn et al., 1999; Wu et al., 2000)和εHf(t)-t圖解

綜合以上Sr-Nd-Hf同位素研究結(jié)果進(jìn)行分析，后倒木花崗質(zhì)巖石可能是新元古代時期虧損地幔物質(zhì)通過部分熔融形成新生下地殼后，經(jīng)再次熔融而形成。

4.1.3 巖漿演化

從花崗閃長巖到正長花崗巖，隨著SiO2含量的升高，樣品εNd(t)呈現(xiàn)出結(jié)晶分異的趨勢，巖漿混合與同化混染效應(yīng)不明顯(圖11a)；隨著樣品SiO2含量的升高，相應(yīng)的Al2O3、CaO含量降低(圖12b, e)，而在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖與原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量蛛網(wǎng)圖(圖7)中二長花崗巖與正長花崗巖均顯示Sr、Ba與Eu的負(fù)異常，結(jié)合圖11b-d中顯示，推斷巖漿經(jīng)歷了斜長石與堿性長石的分離結(jié)晶(Klimmetal., 2008; MacDonaldetal., 2010; Wuetal., 2003)；而隨著SiO2含量的升高，TiO2含量降低(圖12a)，推斷發(fā)生了鈦鐵礦和金紅石等副礦物的分離結(jié)晶；而P2O5的含量減少，應(yīng)該是磷灰石與獨居石的分離結(jié)晶(圖12f)；此外Fe2O3T、MgO含量隨著SiO2升高而降低(圖12c, d)，是鎂鐵質(zhì)礦物(如角閃石、黑云母)發(fā)生了分離結(jié)晶(Wuetal., 2003; Heetal., 2011; Zhouetal., 2013; Zhengetal., 2017a, b)。

圖11 后倒木花崗質(zhì)巖石SiO2-εNd(t)、Eu-Sr、Sr-Rb/Sr和Sr-Ba判別圖解

圖12 后倒木花崗質(zhì)巖石Harker圖解

三種花崗巖類巖石的εHf(t)值基本相同(表3)，表明都來自同一源區(qū)。一致的同位素組成說明這些樣品是同源的，而不同的主量元素組成以及礦物學(xué)組成，說明他們代表了同一母巖漿演化的不同階段的產(chǎn)物。

4.2 構(gòu)造的指示意義

后倒木周邊地區(qū)甚至小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)侏羅紀(jì)花崗巖類巖石極其發(fā)育，其巖石組合特征接近于活動大陸邊緣的巖漿巖(隋振民等, 2007; Liuetal., 2010)。后倒木花崗巖類巖石的地球化學(xué)特征展現(xiàn)出與俯沖作用有關(guān)的火成巖地球化學(xué)特征。在Yb-Ta、Y-Nb、(Y+Nb)-Rb、(Yb+Ta)-Rb微量元素構(gòu)造判別圖解(Pearceetal., 1984)中，后倒木花崗質(zhì)巖石樣品落在火山弧花崗巖區(qū)(圖13)；在Rb/10-Hf-Ta×3以及Rb/30-Hf-Ta×3微量元素構(gòu)造判別圖解中(圖14)中，樣品數(shù)據(jù)點均投影在火山弧環(huán)境內(nèi)。通過以上的分析討論，基于區(qū)內(nèi)中侏羅世花崗巖的巖石組合、時空分布等特征以及后倒木花崗質(zhì)巖石的地球化學(xué)特點，可以得出其形成于與俯沖相關(guān)的活動大陸邊緣弧的大地構(gòu)造背景下。

圖13 后倒木花崗質(zhì)巖石的Yb-Ta(a)、Y-Nb(b)、(Y+Nb)-Rb(c)、(Yb+Ta)-Rb(d)構(gòu)造環(huán)境判別圖解(據(jù)Pearce et al., 1984)

圖14 后倒木花崗質(zhì)巖石的Rb/10-Hf-Ta×3(a)和Rb/30-Hf-Ta×3(b)構(gòu)造環(huán)境判別圖解(據(jù)Pearce et al., 1984)

在區(qū)域分布上，早-中侏羅世花崗質(zhì)巖體從吉林中部地區(qū)至延邊地區(qū)都有分布(李錦軼, 1998; 苗來成等, 2003; 隋振民等, 2007; 孫德有等, 2001, 2005; Zhangetal., 2004; Zheng and Yu, 2018)。孫景貴等(2012)認(rèn)為這些巖體形成的大地構(gòu)造背景屬性與現(xiàn)今的太平洋東岸構(gòu)造背景屬性極其相似。Wuetal.(2011)通過對東北地區(qū)425個花崗巖進(jìn)行高精度年齡測定分析后得出，在210～155Ma期間吉黑東部地區(qū)處在古太平洋板塊俯沖階段。從以上結(jié)果可以看出在早-中侏羅世(180～165Ma)時期，古太平洋板塊處在總體俯沖背景下，古太平洋板塊俯沖過程中流體交代早期中-新元古代巖石圈地幔使其部分熔融形成玄武質(zhì)巖漿，玄武質(zhì)巖漿底侵引發(fā)下地殼部分熔融形成了以后倒木花崗巖類巖石為代表的張廣才嶺地區(qū)早-中侏羅世中酸性巖體(孫德有等, 2005; Zengetal., 2010, 2011)。

綜合以上的分析，筆者認(rèn)為后倒木花崗質(zhì)巖石的形成與太平洋板塊向歐亞大陸俯沖有關(guān)。

4.3 區(qū)域地殼增生的指示意義

在中亞造山帶東部，中國東北地區(qū)廣泛分布的花崗巖類具有正εNd(t)比值和年輕的Nd模式年齡(小于1.0Ga)，前人認(rèn)為在新元古代乃至顯生宙存在一個重要的地殼增生(Wuetal., 2000; 吳福元和孫德有, 1999)。在早年的地球科學(xué)實驗中，Lu-Hf 同位素體系還未被大范圍應(yīng)用，Seng?retal.(1993)、Wuetal.(2000, 2003)、Jahnetal.(2000a)、孫德有等(2001)、Jahn(2004)、Yangetal.(2007)運用Sm-Nd同位素研究對中亞造山帶地殼增生開展了研究，以具有正εNd(t)值花崗巖的結(jié)晶年齡來近似代表地殼增生的時間，提出“中亞造山帶增生時間比較年輕，可能主要集中于中生代”的觀點。他們的觀點有合理的地方，中亞造山帶發(fā)育大規(guī)模顯生宙(尤其中生代)花崗巖，必然伴隨大規(guī)模地幔巖漿的底侵供熱甚至與殼源巖漿發(fā)生混合，才可能使如此大規(guī)模的花崗巖得以熔融形成，因此顯生宙時期應(yīng)該是一個重要的增生時間段。然而這些顯生宙時期增生的地殼組分應(yīng)該主要是同期形成的基性-超基性巖，它們除侵位或噴出上地殼的基性-超基性巖外(也包含少部分直接幔源的中性巖，如高M(jìn)g安山巖)，大部分應(yīng)該隱伏在中下地殼。而這些顯生宙時期的花崗巖應(yīng)該主要是由原先已存在的中下地殼物質(zhì)部分熔融形成，且這些原先中下地殼物質(zhì)從地幔中熔融出來的時間才是地殼增生的時間，顯然要比鋯石結(jié)晶年齡老(陳賢, 2018)。

花崗巖和酸性火山巖巖漿大多數(shù)來源于深部陸殼的部分熔融(吳福元等, 2007; Zen, 1986; Barbarin, 1999; Nabeleketal., 2001; Xuetal., 2009)。鋯石作為花崗巖和酸性火山巖中普遍存在的一種副礦物，不易被后期的地質(zhì)過程改造(吳福元等, 2007; Kinny and Maas, 2003; Yangetal., 2007; Vervoort and Kemp, 2016)。故鋯石Hf同位素二階段模式年齡(tDM2)就可以很好地反映地殼增生的時間，從而解決松遼地塊的張廣才嶺地區(qū)乃至整個東北地區(qū)微地塊地殼增生時間的問題。鋯石Hf同位素二階段模式年齡(tDM2)說明了虧損地幔熔融形成玄武質(zhì)下地殼的時代，這就告訴我們殼幔分異的時代可以采用模式年齡(吳福元等, 2007; Wangetal., 2016)。后倒木花崗質(zhì)巖石中鋯石Hf同位素的二階段模式年齡(tDM2)為554～806Ma(表3)，與巖體的實際侵位年齡(175～171Ma)差別較大，代表了興蒙造山帶東段在新元古代時期有一次古老的地殼增生。

近些年，諸多學(xué)者對松遼地塊東部小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)中不同時代花崗質(zhì)巖石進(jìn)行了廣泛的鋯石Hf同位素組成分析，筆者基于本次獲得的花崗巖鋯石Hf同位素數(shù)據(jù)，以及前人發(fā)表的大量花崗巖巖漿鋯石Hf同位素資料(葛文春等, 2007; Yangetal., 2007; 王志偉, 2017; 陳賢, 2018; 許文良等, 2019)對松遼地塊東部地殼增生的歷史進(jìn)行研究，花崗巖鋯石Hf同位素二階段模式年齡(tDM2)頻譜圖可以有效地反映地殼增生的信息，頻譜圖的的峰值可以代表發(fā)生地殼增生的主要時期，根據(jù)圖中的信息可知，松遼地塊東部花崗巖鋯石tDM2主峰值集中于ca.1.4～0.6Ga，低頻數(shù)峰值則分布于古元古代和顯生宙時期(圖15a)，表明松遼地塊東部地殼的增生主要發(fā)生于中-新元古代。

圖15 松遼地塊東部花崗巖鋯石(a,據(jù)陳賢, 2018)和中國東北地區(qū)河流碎屑鋯石(b,據(jù)李明, 2010)Hf同位素二階段模式年齡(tDM2)頻譜圖

對全球大陸生長歷史的研究表明現(xiàn)今大陸地殼體積>50%形成于太古宙，而到前寒武紀(jì)結(jié)束時，>90%體積的現(xiàn)今大陸地殼已經(jīng)形成(Hawkesworth and Kemp, 2006)。后期地質(zhì)過程會對早期形成的巖石進(jìn)行改造，過去的大陸地殼只通過現(xiàn)在地表的巖石是不可能有全面認(rèn)識的。碎屑鋯石是沉積巖中穩(wěn)定的副礦物，很多有價值的信息通過其得以保存，可以有效地解決這一問題。李明(2010)通過對中國東北地區(qū)主要現(xiàn)代河流河沙中的碎屑鋯石的采集，繪制了河流碎屑鋯石二階段模式年齡頻譜分布圖(圖15b)，該圖顯示了中-新元古代是虧損地幔熔融形成玄武質(zhì)下地殼巖石，即新生地殼(地殼形成事件，模式年齡的定義)的主要時間。

通過以上本次研究的數(shù)據(jù)成果，結(jié)合前人松遼地塊東部花崗巖鋯石、甚至整個東北地區(qū)河流碎屑鋯石的研究成果，我們可以得出，古太平洋板塊的俯沖導(dǎo)致區(qū)域下地殼熔融，形成了后倒木地區(qū)為代表的一系列早-中侏羅世花崗巖，而模式年齡指示這些花崗巖的源區(qū)形成于新元古代，也就是研究區(qū)乃至整個中亞造山帶東部的地殼增生主要發(fā)生在新元古代和中元古代，新太古代和古元古代次之，而顯生宙地殼增生量比之前認(rèn)為的要少。

5 結(jié)論

(1)后倒木地區(qū)花崗類巖石包括花崗閃長巖、二長花崗巖、正長花崗巖，它們具有富堿、準(zhǔn)鋁質(zhì)至弱過鋁質(zhì)、富集輕稀土元素以及大離子親石元素、虧損高場強(qiáng)元素等特征，其中二長花崗巖與正長花崗巖具有Eu的負(fù)異常；

(2)LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年限定了研究區(qū)內(nèi)花崗質(zhì)巖石侵位年齡為175～171Ma，形成于古太平洋板塊的俯沖背景下；

(3)后倒木地區(qū)全巖Sr-Nd同位素的化學(xué)組成以及巖漿鋯石Hf同位素數(shù)據(jù)顯示了源區(qū)虧損的特征，且Nd-Hf的二階段模式年齡是新元古代，揭示新元古代為中亞造山帶東部重要的地殼生長期。

致謝本次野外調(diào)研、取樣、收集地質(zhì)資料等工作獲得了吉林省第二地質(zhì)調(diào)查所的積極支持；同時兩位審稿專家給出了很多極具建設(shè)性的意見；在此對他們表示誠摯的感謝！