小柯勒地区早白垩世闪长玢岩的年代学与地球化学特征

王佰义

(黑龙江省齐齐哈尔地质勘查总院， 黑龙江 齐齐哈尔 161006)

0 引 言

中国东北部位于西伯利亚克拉通和华北克拉通之间，是古生代造山组合带—中亚造山带东北部分[1-2]。该地区由西向东可划分为额尔古纳、兴安、松嫩、佳木斯等地块，发育有塔源-喜桂图、贺根山—黑河等超壳断裂[3]。中国东北部古生代时经历了古亚洲洋俯冲和几个微陆块的陆续拼合[1,3]，古亚洲洋闭合后，该地区在中生代时期又受到蒙古—鄂霍茨克、古太平洋构造区的影响和改造。由于经历了复杂的构造运动，在多期构造-岩浆作用的演化过程中，中国东北部的大兴安岭地区形成了许多热液矿床[4-6]，是中国重要的多金属成矿带。除多宝山、铜山斑岩型铜钼矿外，大部分矿床都与中生代岩浆-热液活动相关，在晚中生代达到高峰。近年来，有关大兴安岭晚中生代火山成岩机制及构造背景的观点主要有太平洋板块向欧亚大陆俯冲作用[7]、扩张裂谷作用[8]、古亚洲洋闭合过程中的壳幔相互作用下引起的深部地幔柱上升[9]等等。这些争议限制了大兴安岭地区成岩成矿机制的研究，小柯勒地区位于大兴安岭地区北部，晚中生代岩浆活动剧烈，为研究晚古生代大兴安岭地区岩浆活动机制提供了可供研究的实例，因此，文中对小柯勒闪长玢岩进行年代学和地球化学研究，以期揭示该地区早白垩世闪长玢岩岩石成因和形成的构造背景。

1 地质背景与样品特征

小柯勒地区位于兴安地块与额尔古纳地块交接处[10]，见图1，属于大兴安岭多金属成矿区带中北部。区域内出露地层包括新远古代变质表壳岩、古生代浅海沉积岩、分布广泛的中生代火山岩和少量的陆源碎屑岩。区域内发育广泛的花岗岩，呈东北向分布。小柯勒地区出露的地层为白音高老组和吉祥沟组，侵入岩为早二叠世正长花岗岩和早白垩世花岗闪长斑岩，同时发育有大量脉岩，岩性为花岗斑岩、闪长玢岩、石英脉等。

测试样品采取自地表闪长玢岩露头，进行了锆石U-Pb年代学和主、微量元素测试。岩石样品新鲜面呈灰绿色-灰色，为斑状结构、块状构造。岩石由体积分数约25%～30%的斑晶和体积分数约为70%～75%的基质组成。其中，斑晶由体积分数20%～25%的斜长石和体积分数5%～10%的角闪石组成；斜长石镜下呈自形-半自形板状，粒度约4～6 mm，发育聚片双晶；角闪石镜下呈自形-半自形板状，粒度约3～4 mm，可见明显的两组斜交节理，多色性明显。基质成分由微晶斜长石、角闪石和少量的石英组成。

图1 小柯勒地区大地构造位置Fig. 1 Geotectonic position of Xiaokele area

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb同位素测试

锆石的单矿物分选、制靶、阴极发光图像(CL)采集和测试工作均在北京市燕都中实测试技术有限公司完成。将破碎的岩石样品通过磁性法和重液法对锆石进行分离，在双目显微镜下人工精心挑选出结晶形态良好、表面光滑、内部无裂纹、无明显夹杂物的锆石。然后将挑选出的锆石粘贴固定在环氧树脂表面，待其固化后，再将锆石表面打磨抛光至中心位置。

在进行锆石原位U-Pb同位素测试准备阶段，通过透射光和阴极发光图像分析锆石颗粒的形态和内部结构特征，用以选择最优测试分析点位。分析测试使用高纯氦气作为剥蚀吸收物质载气，激光剥蚀束斑直径为32 μm。锆石年龄外部标样为国际标准锆石91500，元素含量外部标样为NIST SRM610、内标元素为29Si，具体分析方法详见文献[11]。样品的同位素比值及元素含量计算使用ICP-MS Datacal程序[12-13]，锆石同位素年龄计算及谐和图、加权均值年龄绘图等使用Isoplot 3.0程序[14]。

2.2 全岩主微量元素测试

样品的主微量元素测试实验均在北京市燕都中实测试技术有限公司完成。将待进行测试的岩石样品在65 ℃恒温干燥24 h后破碎，通过多次缩分后获得300 g均匀样品，将其在振动研磨机上研磨至0.074 mm以备分析测试。主量元素利用熔片X射线荧光光谱法(XRF) 测定，测试仪器为PANalytical公司生产的Axios，微量元素和稀土元素测定方法为电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)法，采用仪器为美国PerkinElmer公司生产的Elan900，测试分析精确度和准确度均优于5%。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb同位素测试结果

对小柯勒闪长玢岩样品中挑选出的20粒锆石进行U-Pb同位素分析，测试结果见表1，锆石阴极发光图像见图2。所选测试锆石自形程度较好，呈长柱状，少部分呈短柱状，长度介于53～105 μm，宽度介于20～85 μm，长宽比为1∶1至3∶1，所测试的锆石具有明显的震荡环带且无核幔结构。该样品共获得20个谐和锆石年龄，206Pb与238U同位素原子比λ(206Pb)/λ(238U)一致年龄范围介于125.1～128.2 Ma，见图3，加权平均年龄，见图4。

图2 闪长玢岩锆石阴极发光图像和测试位置Fig. 2 Cathodo lumine scence images of zircons from Xiaokele diorite porphyry

表1 闪长玢岩锆石U-Pb同位素测年结果

图3 闪长玢岩锆石U-Pb年龄谐和图Fig. 3 Zircon U-Pb concordia age of diorite porphyry

图4 闪长玢岩加权平均年龄Fig. 4 Zircon weighted average age of diorite porphyry

3.2 主微量元素测试结果

小柯勒矿区全岩地球化学测试数据见表2。其中，主量元素单位%，微量元素及稀土元素单位10-6。闪长玢岩SiO2质量分数较低且变化较小，为54.05%～54.87%，高K2O质量分数为1.70%～3.01%,高Na2O质量分数为4.35%～4.62%，ω(Na2O)/ω(K2O)比值较高，介于1.51～2.68，显示Na元素相对富集。在铝饱和指数图解中落入了偏铝质区域，见图5，其中α=w(AL2O3)/w(CaO+Na2O+K2O),β=w(Al2O3)/w(Na2O+K2O)。同时，闪长玢岩w(MgO)较高(2.74%～3.25%)，全铁质量分数为7.93%～8.04%，镁值为40.6～44.6。

闪长玢岩稀土元素总量相对较低，其质量分数为104.30×10-6～120.43×10-6，轻稀土质量分数w(LREE)介于91.39×10-6～107.21×10-6之间，重稀土w(HREE)介于12.91×10-6～13.22×10-6之间。稀土元素配分模式如图6所示。从图6中可以看出，闪长玢岩富集轻稀土元素，亏损重稀土元素，存在轻微的铕正异常(δEu=1.07～1.08)，w(LREE)/w(HREE)为7.08～8.11，平均值为7.56；w(La)/w(Yb)的标准值为6.77～8.74，均值为7.78；w(La)/w(Sm)的标准值为2.62～3.40，均值为2.95；w(Gd)/w(Yb)的标准值为1.67～2.00，均值为1.82。这些参数表明,岩石轻、重稀土元素分馏明显，且富集轻稀土元素，轻稀土分异程度较高，重稀土分异程度较低。

小柯勒地区闪长玢岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图和原始地幔标准化微量元素蛛网图见图6、7。

图6 小柯勒闪长玢岩稀土配分曲线Fig. 6 Chondrie normalized rare earth elements patterns for Xiaokele diorite porphyry

图7 小柯勒闪长玢岩微量元素蛛网Fig. 7 Primitive mantle normalized trace element spider diagrams for Xiaokele diorite porphyry

在微量元素蛛网图中显示，样品富集大离子亲石元素(LILE)如K、Rb、Ba、Pb等，亏损高场强元素(HFSE)，如Nb、Ta、Ti、P等，具有明显的“TNT”负异常，导致这种异常出现的原因可能与金红石、磷灰石和钛铁矿等矿物的分离结晶有关。

4 讨 论

4.1 岩浆源区和岩石成因

3个岩浆机制可以解释中性岩：①镁铁质的下地壳部分熔融[15];②幔源岩浆的分离结晶[16-17]；③上覆的地幔楔被俯冲演化流体(熔体)交代(部分熔融)[18-19]。通常，由地幔楔或幔源岩浆的直接分离结晶而形成的中性岩石具有高MgO、Ni质量分数和高镁值(>40)[15]。小柯勒闪长玢岩中镁值较高，为40.6～44.6，Ni含量也相对较高，为13×10-6～15×10-6。闪长岩中的Th含量为2.20×10-6～4.45×10-6，与分离结晶形成的闪长岩具有相同的地球化学特征，显示其具有幔源特征。闪长玢岩具有明显的Nb、Ni、Ta ，亏损的“TNT”型负异常，Mckenzie[20]认为，“TNT”型负异常产生的原因可能有岩浆受到地壳物质混染、岩浆源区残留有富Nb、Ta、Ti的矿物(如金红石、钛铁矿等)和俯冲带幔源岩浆等原因，所测样品w(Nb)/w(Ta)均高于19，也同样显示其具有明显的幔源特征[21]。w(Nb)/w(U)值常作为判别地壳混染的指标[22]，小柯勒地区w(Nb)/w(U)值为5.46～6.72，低于MORB和OIB的w(Nb)/w(U)值(47±10)，同时低于下地壳w(Nb)/w(U)值(25)和上地壳w(Nb)/w(U)值(9)，与通常遭受到地壳混染的玄武岩的w(Nb)/w(U)比值(9～40)也不相同。这些特征排除了小柯勒闪长玢岩经历了明显的地壳混染作用的可能。

明显富集大离子亲石元素(如K、Rb、Ba等)、轻稀土元素和活泼的不相容元素，如U元素，相对亏损高场强元素(如Nb、Ta、Ti、P等)、较高的w(Th)/w(Yb)和w(Ta)/w(Yb)值(图8)[23-24]，这些特征均显示闪长玢岩具有活动大陆边缘岩浆特点。

图8 闪长玢岩岩浆源区判别图解 Fig. 8 Discriminant diagrams of source regions of diorite porphyry

研究表明，U元素相对于Th元素更容易从俯冲板片迁移到地幔楔而显示相对富集[25]，这与闪长玢岩中富集U而相对贫Th的特征相一致。同时，样品正Pb和负的P、Ti、Nb和Ta元素异常较为明显，也表明岩浆作用与洋-陆俯冲相关。低的w(Th)/w(Yb)值和上升的w(Ba)/w(Th)值进一步证明了控制交代作用的是流体并非熔体(图9)，而这种流体来自洋壳脱水而非大洋沉积物(图10)[26-30]。

图10 流体来源判别图解Fig. 10 Discriminant diagram of fluid sources

4.2 构造背景

小柯勒闪长玢岩岩浆源区为被洋壳脱水流体交代的地幔楔的部分熔融，其形成背景与大洋俯冲密切相关，属早白垩世。中国东北部处于伸展环境中[31-34]，广泛发育早白垩世A型花岗岩、变质核杂岩、大型伸展盆地和许多双峰式火山岩的基性-酸性岩脉。此外，中国东北部晚侏罗世(约160 Ma)至晚白垩世(约80 Ma)的火山岩向由北西-东南有逐渐变年轻的趋势，这可能表明了中国东北部早白垩世火山岩与古太平洋板块向欧亚板块俯冲并存在一定程度的折返有关。同时，这一推论也得到了松辽盆地早白垩世火山岩的同位素和地球化学数据的支持。鉴于这些研究成果，笔者认为，小柯勒地区闪长玢岩形成于古太平洋板块向欧亚大陆俯冲并发生折返，同时大规模的下地壳拆沉导致了软流圈的上涌，形成了自晚侏罗世到早白垩世的大规模岩浆活动。

5 结 论

(1)小柯勒闪长玢岩形成于早白垩世，加权平均年龄为(126.36±0.54) Ma。

(2)小柯勒闪长玢岩富集轻稀土元素，轻重稀土元素分异明显，显示微弱的Eu正异常，微量元素富集大离子亲石元素(如K、Rb、Ba、Pb)，亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti、P)，具有明显的“TNT”负异常，同时亏损Th元素,富集U元素。

(3)小柯勒闪长玢岩形成于古太平洋板块向欧亚板块俯冲环境下，折返洋壳板片脱水流体交代了上覆的地幔楔，同时大规模的拆沉引起的软流圈上涌导致了被交代的地幔楔的部分熔融。