松辽盆地西缘突泉地区晚侏罗世过铝质流纹岩和英云闪长玢岩的发现:从蒙古-鄂霍茨克洋闭合到陆陆碰撞的地质记录*

于太极 王璞珺 高有峰,3 张艳 陈崇阳

1.辽宁工程技术大学安全科学与工程学院,葫芦岛 125105 2.吉林大学地球科学学院,长春 130061 3.吉林大学古生物学与地层研究中心,长春 130026 4.吉林师范大学旅游与地理科学学院,四平 136000

过铝质花岗岩在全球造山带中广泛分布(Sylvester,1998; Barbarin,1999; Chappell and White,2001),可形成于俯冲(Chenetal.,2014)、活动大陆边缘和陆-陆碰撞等构造环境(Fingeretal.,1997; Sylvester,1998)。一般认为过铝质花岗岩是陆壳富铝质沉积物部分熔融形成的(Le Fortetal.,1987; Kappetal.,2002),其形成机制和热量来源包括板片断离(Xuetal.,2022)、陆内俯冲(邓晋福等,1994)、陆-陆碰撞过程中地壳的堆叠加厚(Barbarin,1996)、构造减压(Gerdesetal.,2002; 张宏飞等,2005)和幔源物质的底侵(Elburg,1996)等。因此过铝质花岗岩的矿物学和地球化学特征对研究陆壳部分熔融时源区物质组成、形成温度、热量来源和地球动力学背景具有重要作用。

中国东北地区位于中亚造山带东段,从古生代到新生代经历了复杂的演化过程,尤其是中生代以来经历了蒙古-鄂霍茨克洋闭合和古太平洋俯冲的叠加与改造(Wangetal.,2006,2016; Zhangetal.,2010,2011)。近年来,为揭示蒙古-鄂霍茨克洋闭合和古太平洋俯冲对东北地区影响的时间及空间范围,大量学者对东北地区中生代火成岩的年代学和地球化学进行研究(李宇等,2015; Ouyangetal.,2015; Tangetal.,2015; Guoetal.,2015; Wangetal.,2019; Huangetal.,2021; Jietal.,2021),其研究范围主要集中在额尔古纳地块、兴安地块和佳木斯地块,普遍认为额尔古纳地块和兴安地块岩浆活动与蒙古-鄂霍茨克洋的闭合有关(Xuetal.,2013; Ouyangetal.,2015; Wangetal.,2015; Lietal.,2017),松辽盆地东部和佳木斯地块的岩浆活动与古太平洋板块的俯冲有关(Guoetal.,2015; Huangetal.,2021; Jietal.,2021)。松辽盆地西缘相对远离蒙古-鄂霍茨克缝合带和古太平洋俯冲带,针对性研究较少,这限制了对东北地区中生代蒙古-鄂霍茨克洋闭合和古太平洋俯冲构造演化的认识。而且关于蒙古-鄂霍茨克洋的闭合时间仍存在分歧,基于古地磁数据分析认为闭合时间有以下几种观点:(1)三叠纪到晚侏罗世闭合(engör and Natal’in,1996; Kravchinskyetal.,2002);(2)早、中侏罗世闭合(Zorin,1999; Parfenovetal.,2001);(3)中侏罗世闭合(Kirillova,2003; Tomurtogooetal.,2005; 李宇等,2015);(4)早白垩世闭合(Enkinetal.,1992; Halimetal.,1998; Renetal.,2016)。近年来蒙古-鄂霍茨克缝合带及邻区岩石学和地球化学的研究工作日趋增多,与蒙古-鄂霍茨克洋俯冲相关和陆-陆碰撞后伸展相关的岩浆岩年代学和地球化学研究为蒙古-鄂霍茨克构造体系演化提供了更多的依据,但与大洋闭合和陆-陆碰撞直接相关的过铝质S型花岗岩缺少明确证据报道。

本文报道了松辽盆地西缘突泉地区发现的晚侏罗世过铝质流纹岩和英云闪长玢岩的岩相特征、锆石U-Pb年龄和全岩地球化学数据,以探讨其岩石成因、岩浆源区和构造背景,为蒙古-鄂霍次克洋闭合到陆-陆碰撞的时空范围提供合理的约束。

1 地质背景与样品描述

中国东北地区位于中亚造山带东部,西北部经蒙古-鄂霍茨克缝合带与西伯利亚克拉通相连,南部经西拉木伦-长春-延吉缝合带与华北克拉通相连,东部与古太平洋板块相接,其组成单元从西北到东南可分为额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块和佳木斯地块。这些块体被新林-喜桂图缝合带、贺根山-黑河缝合带、牡丹江-依兰缝合带分隔(图1a; Liuetal.,2017)。突泉地区位于松辽盆地西缘,研究区主要为侏罗系和下白垩统地层,从下至上发育沉积岩、酸性火山岩和中基性火山岩,并发育一系列不定向展布的侵入岩岩体和定向排列的脉岩。

图1 中国东北地区构造简图(a,据Liu et al.,2017)和突泉地区地质简图(b,据吉林省地质矿产局,1988)

本次研究的流纹岩(D11、D12、D13和D14)出露在突泉地区西部公路旁剖面(N45°22′49.6″、E121°26′16.9″)(图1b)。流纹岩呈层状产出,角度不整合于中侏罗世砂岩之上,二者均被早白垩世煌斑岩岩脉侵入(图2a-c)。英云闪长玢岩(MN6、MN7、MN10、MN11和MN12) 出露在突泉地区东南部牤牛海露天煤矿中,该煤矿煤层发育在中侏罗统地层中,上部为第四系(N45°12′10.2″、E121°48′11.2″)(图1b)。英云闪长玢岩为中侏罗统沉积地层中一系列小而密集的浅层侵入体。英云闪长玢岩以岩脉的形式出现,厚度约为2～5m,呈北东向分布,与中侏罗世砂岩有明显的接触边界(图2e)。

图2 突泉地区晚侏罗世流纹岩和英云闪长玢岩野外露头照片和显微镜下照片

流纹岩和英云闪长玢岩的岩石矿物含量(表1)和特征如下:

表1 突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩显微镜下矿物组成和含量

流纹岩,呈土黄色,块状构造,具有斑状结构,斑晶为斜长石(～10%)、钾长石(～20%)、石英(～5%),基质由隐晶状长英质矿物组成(～60%),并含有绢云母和副矿物(～5%)。斜长石斑晶呈半自形板柱状,无序排列,粒度0.5～1.5mm,晶体中具卡纳复合双晶,其消光角小,为钠更长石或钠长石,部分被熔蚀成港湾状。少见斜长石晶屑和安山岩岩屑(～5%),斜长石晶屑呈次棱角状或者棱角状。安山岩岩屑中见针状斜长石,呈微晶状,紧密平行排列。钾长石斑晶呈半自形柱状,粒度0.2～1mm,为正长石和微斜长石,呈平行消光,其边缘有熔蚀。绢云母呈自形-半自形片状,发育在矿物缝隙或者斜长石中(图2c)。

英云闪长玢岩,呈灰白色,半自形粒状构造,具斑状结构,主要矿物为斜长石(～65%)、钾长石(～5%)、石英(～25%)、绢云母(～10%)。斜长石呈半自形长条状,微定向排列,粒度0.1～0.5mm。钾长石呈半自形,粒度0.1～0.2mm。石英呈自形粒状和隐晶状。原生矿物绢云母呈半自形细小鳞片状分布,干涉色鲜艳多在二到三级;次生矿物绢云母为斜长石绢云母化形成,颜色为淡黄色(图2f)。

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb定年

对样品的锆石挑选、制靶和阴极发光图像采集在河北廊坊地质调查研究院完成。采用常规方法将样品粉碎至100目,经浮选、磁力分选后,利用双目镜挑选出晶形完好、长宽比例适中、透明度和色泽度好、具有柱面特征的锆石颗粒。然后将其粘贴在环氧树脂中,制成锆石靶,再进行打磨和抛光直至锆石新鲜的核部暴露出来。完成样品制靶后,对锆石进行透射光和反射光显微图像采集,依据阴极发光和透反射照片选择最佳的锆石位置进行U-Pb定年。

锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室和吉林大学东北亚矿产资源评价重点实验室完成,两所实验室的激光剥蚀系统均为GeoLas 2005,分析测试仪器ICP-MS型号均为Agilent 7500a型,激光剥蚀斑束的直径为32μm,剥蚀深度为20～40μm,实验过程中采用哈佛大学国际标准锆石91500(≈1064Ma)作为校正外标样品,GJ-1(≈599Ma)作为监控样品,进行同位素分馏校正,锆石的微量元素含量采用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准物质NIST 610作为外标样品,Si作为内标进行计算,每个样品分析数据包括15～20s空白信号和40～50s样品剥蚀信号。对样品信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Pb同位素数值、锆石年龄计算等分析数据的离线处理均采用软件ICPMSDataCal(Ver.6.7; Liuetal.,2010)完成。普通Pb校正采用Andersen (2002)方法,样品的U-Pb年龄谐和图绘制和加权平均年龄计算采用国际标准程序Isoplot(Ver.3.00; Ludwig,2003)完成。同位素比值和年龄误差为1σ水平,置信水平为95%,加权平均年龄采用206Pb/238U年龄。

2.2 主量元素和微量元素

本研究样品的全岩主、微量元素分析测试均在吉林大学东北亚矿产资源评价重点实验室完成。主量元素采用X射线荧光光谱分析(XRF; Rigaku ZSX Primu Ⅱ型),通过容量法测定FeO含量,通过重量法测定LOI值。采用Agilent 7500a型ICP-MS分析微量元素。通过美国地质调查局标准物质BHVO-1、BCR-2和AGV-1以及中国国家标准物质GSR-1的对比分析表明,主量元素分析精度和准确度优于1%,微量元素分析精度和准确度优于5%。

3 分析结果

3.1 锆石特征及U-Pb年代学

本文对1件流纹岩样品(D12)和1件英云闪长玢岩样品(MN7)进行锆石LA-ICP-MS U-Pb定年。锆石晶体选取无色透明,晶形以长柱状为主,锆石粒径介于87～142μm,长宽比1:1～3:1 (图3、表2)。锆石晶体形态比较完整,边部具有清晰的振荡环带特征,锆石Th/U比值大于0.2 (图3、表2),属于岩浆锆石(Hoskin and Schaltegger,2003)。

图3 突泉地区晚侏罗世流纹岩(a)和英云闪长玢岩(b)LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图及部分测定锆石CL图像

表2 突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果

流纹岩样品(D12)39颗锆石分析测试点均落在206Pb/238U和207Pb/235U谐和线上,表明谐和性较好,锆石在形成后其U-Pb体系一直保持封闭状态。单颗粒锆石的206Pb/238U年龄值介于152.1±1.6Ma～161.0±1.8Ma之间,加权平均年龄为156±1Ma(MSWD=1.8),指示流纹岩形成于晚侏罗世(图3a、表2)。

英云闪长玢岩样品(MN7)37颗锆石分析测试点均落在206Pb/238U和207Pb/235U谐和线上,表明谐和性较好,锆石在形成后其U-Pb体系一直保持封闭状态。单颗粒锆石的206Pb/238U年龄值介于147.4±3.9Ma～163.6±4.5Ma之间,加权平均年龄为155±1Ma(MSWD=1.3),指示英云闪长玢岩形成于晚侏罗世(图3b、表2)。

3.2 地球化学特征

突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩主量元素和微量元素分析结果见表3。

表3 突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

3.2.1 主量元素

流纹岩的SiO2含量为72.35%～74.28%;Al2O3含量为13.70%～14.65%;Na2O含量为4.08%～4.99%;K2O含量为2.39%～3.11%;MgO含量为0.44%～0.58%;全碱(Na2O+K2O)含量为6.74%～7.38%;K2O/Na2O值为0.48～0.76。

英云闪长玢岩的SiO2含量为68.23%～72.47%;Al2O3含量为16.65%～18.16%;Na2O含量为3.72%～4.78%;K2O含量为1.69%～2.38%;MgO含量为0.25%～0.46%;全碱(Na2O+K2O)含量为5.48%～7.16%;K2O/Na2O值为0.36～0.50。

在TAS分类图解中,两种岩石样品均投点在花岗岩区域内(图4a),在SiO2-K2O图解中(图4b),样品投点在钙碱性系列。在A/NK-A/CNK图解中(图4c),两种岩石投点在过铝质区域。其中流纹岩铝饱和指数A/CNK值为1.32～1.39,平均值为1.36,英云闪长玢岩铝饱和指数A/CNK值为1.48～2.13,平均值为1.84。

图4 突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩SiO2-(Na2O+K2O)图解(a,据Middlemost,1994)、SiO2-K2O图解(b,据Peccerillo and Taylor,1976)和A/CNK-A/NK图解(c,据Maniar and Piccoli,1989)

3.2.2 微量元素

流纹岩稀土元素总量(∑REE)为89.56×10-6～135.4×10-6,高于英云闪长玢岩稀土元素总量(∑REE)39.92×10-6～69.75×10-6。流纹岩轻重稀土元素比值(LREE/HREE)为6.96～8.23,(La/Yb)N值为6.62～8.77,δEu值为0.52～0.76,英云闪长玢岩轻重稀土元素比值(LREE/HREE)为7.47～9.71,(La/Yb)N值为7.93～13.39,δEu值为0.34～0.53,均呈现Eu负异常,表现出轻稀土元素相对富集,重稀土元素亏损的特征(图5a);在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图5b),流纹岩和英云闪长玢岩呈现出富集Rb、Ba、K等大离子亲石元素,亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素特征。流纹岩和英云闪长玢岩的稀土元素配分模式和微量元素特征均与岛弧和同碰撞流纹岩的特征相似(Moetal.,2007; Kimura and Nagahashi,2007)。

图5 突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化数值据Sun and McDonough,1989)

4 讨论

4.1 流纹岩和英云闪长玢岩的形成时代

松辽盆地西缘突泉地区的流纹岩和英云闪长玢岩锆石CL图像(图3)可以清晰看出锆石具有典型的岩浆振荡生长环带,而且具有较高的Th/U比值(0.20～2.42),说明其为岩浆锆石(Hoskin and Schaltegger,2003)。锆石U-Pb测年分析点多位于锆石的环带部位,数据投点在U-Pb谐和线上,表明这些测年结果代表锆石的结晶年龄,进而可以代表样品形成时代。

流纹岩单颗粒锆石的206Pb/238U年龄值介于152.1±1.6Ma～161.0±1.8Ma之间,加权平均年龄为156±1Ma(MSWD=1.8),英云闪长玢岩单颗粒锆石的206Pb/238U年龄值介于147.4±3.9Ma～163.6±4.5Ma之间,加权平均年龄为155±1Ma(MSWD=1.3),表明突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩形成时代为晚侏罗世,且流纹岩结晶年龄大于英云闪长玢岩结晶年龄。

松辽盆地西缘流纹岩和英云闪长玢岩形成于晚侏罗世,这与研究区内正长花岗岩和花岗闪长岩岩体(150～160Ma; Wuetal.,2011; Tangetal.,2015)、大兴安岭中南段甘珠尔庙地区黑云母正长花岗岩岩体(154Ma; 杨奇荻等,2014)、兴安地块黑花山埃达克质花岗岩岩体(158～154Ma; 赵院冬等,2018)、大兴安岭北端的龙沟河、二十一站等岩体(武广等,2008)和额尔古纳地块、兴安地块酸性火山岩(148～160Ma; Zhangetal.,2010; Jietal.,2019; Zhangetal.,2020)的形成时代一致,具有相同的岩浆活动时期和构造背景(表4)。

表4 突泉地区及邻区晚侏罗世岩浆岩锆石U-Pb测年及构造亲缘性和应力归属

4.2 流纹岩和英云闪长玢岩成因类型

晚侏罗世流纹岩和英云闪长玢岩矿物组成主要为石英、钾长石、斜长石和绢云母,其中绢云母的成分基本上和白云母相同K{Al2[AlSi3O10](OH)2},为富铝矿物,不含有A型花岗岩中经常出现的碱性铁镁质暗色矿物(钠闪石等),也不含I型花岗岩特征矿物角闪石。流纹岩和英云闪长玢的CIPW标准矿物计算结果显示含刚玉分子(3.77%～9.65%)(表3),与过铝质花岗岩特征相似(Chappell and White,2001)。流纹岩和英云闪长玢岩富SiO2(68.23%～74.28%)、低MgO+FeOT(0.96%～3.37%),铝饱和指数A/CNK(1.32～2.13)大于1.1,为强过铝质花岗岩(Sylvester,1998)。流纹岩和英云闪长玢岩的FeOT/MgO比值较低(2.84～5.02),与A型花岗岩类明显富铁的特征不相同(FeOT/MgO>10,Whalenetal.,1987)。在SiO2-FeOT/MgO关系图中(图6a),样品投点在I型、S型花岗岩区内。流纹岩和英云闪长玢岩的104×Ga/Al为1.69～2.67,在以104×Ga/Al比值为基础的判别图解中(图6b),样品大部分投点于I型、S型花岗岩区域内。岩石学实验表明,在过铝质岩浆中,P2O5含量稳定,不随SiO2含量的变化而变化,这种地球化学特征可用于区分I型和S型花岗岩(Watson and Capobianco,1981),流纹岩和英云闪长玢岩样品的P2O5变化较小(0.03%～0.07%),在SiO2-P2O5图解中(图6c),P2O5含量随着SiO2含量增加基本保持稳定,与S型花岗岩的演化趋势较一致。此外,在ACF图解中(图6d),流纹岩和英云闪长玢岩样品均投点在S型花岗岩范围。上述结果综合表明流纹岩和英云闪长玢岩具有过铝质S型花岗岩特征。

图6 突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩岩石成因类型判别图解

4.3 流纹岩和英云闪长玢岩岩浆源区性质

晚侏罗世流纹岩和英云闪长玢岩为长英质酸性火成岩,具有较高的SiO2(68.23%～74.28%)含量,较低的MgO(0.25%～0.58%)、Cr(6.38×10-6～12.49×10-6)、Co(0.90×10-6～3.13×10-6)、Ni(1.70×10-6～4.36×10-6)含量,与基性岩地球化学特征不同,同时研究区缺少与之同生的大规模铁镁质火山岩,表明流纹岩和英云闪长玢岩起源于幔源岩浆分异的可能性较小。

流纹岩和英云闪长玢岩的Nb/U比值(1.79～8.36)和Rb/Sr比值(0.35～0.55)与大陆地壳平均值相近(Nb/U=6.2; Rudnick and Fountain,1995; Rb/Sr=0.35; Hofmannetal.,1986),而明显不同于地幔平均值(Nb/U=47±10; Rudnick and Fountain,1995; Rb/Sr=0.034; Hofmannetal.,1986)。在Nb/Y-Th/Y图解中(图7a),流纹岩和英云闪长玢岩投点在壳源附近,暗示其源岩来自地壳物质的部分熔融。

图7 突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩成因判别Th/Y-Nb/Y图解(a,据和Rb/Ba-Rb/Sr图解(b据Sylvester,1998)

过铝质S型花岗岩是变质沉积岩部分熔融的产物(Sylvester,1998)。变质沉积岩既包含“成熟度”较高的富黏土泥岩(Searleetal.,1997),又包含“成熟度”相对较低的贫黏土杂砂岩(White and Chappell,1988)。一般认为源区为富黏土泥岩的过铝质熔体具有较高的Rb/Sr和Rb/Ba值,而源区为贫黏土杂砂岩的过铝质熔体具有较低的Rb/Sr和Rb/Ba值。流纹岩和英云闪长玢岩样品的Rb/Sr值为0.35～0.55,Rb/Ba值为0.08～0.26。在Rb/Sr-Rb/Ba图解中(图7b),流纹岩和英云闪长玢岩样品均投点在贫黏土变质杂砂岩部分熔融区附近,表明流纹岩和英云闪长玢岩为贫黏土源区杂砂岩部分熔融,流纹岩起源于熔融程度为75%～80%的杂砂岩,英云闪长玢岩起源于熔融程度为70%～90%的杂砂岩。

在部分熔融过程中,含铝矿物随着温度的升高,铝含量基本不变,而含钛矿物随着温度的升高,钛含量也升高。因此部分熔融的温度越高,Al2O3/TiO2比值越小(Patio Douce and Johnston,1991)。流纹岩和英云闪长玢岩Al2O3/TiO2比值为38.41～61.36,表明其部分熔融温度较低,这与锆饱和温度估算的流纹岩和英云闪长玢岩初始源区岩浆的温度TZr(850～876℃)和(837～849℃)一致(Milleretal.,2003)。综合推断流纹岩和英云闪长玢岩岩浆形成温度小于875℃,低于A型花岗岩岩浆形成温度(900℃)。

4.4 地球动力学背景

研究区流纹岩和英云闪长玢岩主量元素地球化学分析显示Al2O3含量较高为13.70%～18.16%,TiO2含量较低为0.27%～0.37%,与俯冲岛弧和同碰撞背景下的岩浆岩地球化学特征相似(Crawfordetal.,1987; Kimura and Nagahashi,2007; Moetal.,2007)。微量元素地球化学分析显示,流纹岩和英云闪长玢岩富集Rb、Ba、K等大离子亲石元素,亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素。具有较低的Y(5.29×10-6～19.75×10-6)、Nb(7.44×10-6～8.50×10-6)、Sr(60.6×10-6～154.9×10-6)和Yb(0.53×10-6～2.40×10-6)含量,与岛弧花岗岩类似(Pearce,1983)。从酸性岩稀土和微量元素亲缘关系看(图5),研究区流纹岩(156Ma)与日本新生代The Chayanao-Ebisutoge俯冲岛弧环境流纹岩更接近(Kimura and Nagahashi,2007),而英云闪长玢岩表现出与西藏冈底斯帕那组新生代陆-陆同碰撞环境流纹岩相似的稀土和微量元素分配模式(Moetal.,2007)。

Pearceetal.(1984)将花岗岩侵入环境分为洋中脊型、板内型、火山弧型和同碰撞型,并建立了Y-Nb元素判别图解。在Y-Nb图解(图8a)中流纹岩和英云闪长玢岩投点在火山弧和同碰撞型花岗岩区域内,流纹岩具有相对高的Y值。Harrisetal.(1986)利用Rb-Hf-Ta三元图解按照构造演化阶段将酸性岩浆岩划分为碰撞前钙碱性(火山弧)花岗岩、同碰撞过铝质花岗岩、碰撞晚期钙碱性花岗岩和碰撞后花岗岩。在Rb/10-Hf-Ta×3图解(图8b)中,流纹岩和英云闪长玢岩投点在火山弧和碰撞型花岗岩区域内,流纹岩具有相对高的Rb和Ta值,表明研究区过铝质流纹岩和英云闪长玢岩主要与火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩特征相似,可能形成于碰撞前到同碰撞阶段。张旗等(2008)认为中酸性岩浆岩Sr和Yb的含量与岩浆形成深度有关,是识别与判别岩浆源区成因和性质的有效标志,按照Sr=400×10-6和Yb=2×10-6的标志将花岗岩划分为5类,按照分类,突泉地区过铝质流纹岩属于低Sr高Yb型,形成于低压环境;英云闪长玢岩属于低Sr、低Yb型,形成于中压环境(图8c)。根据Sr和Yb数值变化,突泉地区地壳具有从正常地壳(Sr<400×10-6,Yb>2×10-6)向增厚地壳(Sr<100×10-6,Yb<2×10-6)演化趋势,即处于地壳加厚阶段(张旗等,2011)。Batchelor and Bowden (1985)认为花岗岩在R1-R2岩石分类图解中具有造山旋回演化特征,在R1-R2图解中(图8d),流纹岩构造环境在非造山阶段和同碰撞阶段,英云闪长玢岩构造环境为同碰撞阶段。暗示研究区过铝质岩石的形成可能经历了碰撞前到同碰撞阶段。

图8 突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩构造环境判别图解

过铝质花岗岩具有较高的SiO2含量和铝饱和指数(A/CNK),是杂砂岩或泥质岩部分熔融的产物,形成于陆-陆碰撞环境(Chappell and White,2001)。Sylvester (1998)认为强过铝质花岗的形成环境可分为同碰撞型和后碰撞型,同碰撞型过铝质花岗岩形成于碰撞早期的地壳加厚阶段,部分熔融的热源为K、Th、U等元素的放射性衰变产生的热量,熔融温度一般小于875℃;后碰撞型过铝质花岗岩形成于地壳加厚之后,部分熔融的热源来自软流圈上涌,熔融温度一般大于875℃。通过锆饱和温度估算的流纹岩和英云闪长玢岩初始源区岩浆的温度为850～876℃和837～849℃(Milleretal.,2003),说明其岩浆形成温度小于875℃,这与阿尔卑斯造山带和喜马拉雅造山带的过铝质花岗岩相似,其形成于陆-陆碰撞过程中地壳加厚阶段(Schäreretal.,1986; von Blanckenburg,1992)。

流纹岩和英云闪长玢岩重稀土元素含量较低,暗示源区具有石榴子石的残留,结合其过铝质特征,表明它们是加厚陆壳物质部分熔融的产物(Pearceetal.,1990; Harrisetal.,1986; Barbarin,1999)。根据Profetaetal.(2015)归纳的岩浆岩La/Yb值与地壳厚度的回归关系式H=21.277ln(1.0204(La/Yb)N),流纹岩形成时地壳厚度约为40～46km,英云闪长玢岩形成时地壳厚度约为44～55km,表明地壳处于加厚过程。

大兴安岭地区近年来报道的同期火成岩显示加厚地壳岩浆源区特征(李宇等,2015; 赵院冬等,2018; Zhangetal.,2020; Yuetal.,2022),这种加厚地壳预示了同碰撞作用的发生。突泉地区发育中-晚侏罗世前陆盆地(于太极,2023)、大兴安岭北部漠河地区发育中-晚侏罗世前陆盆地(Tangetal.,2016; Chenetal.,2022),表明在晚侏罗世中国东北地区存在汇聚陆缘边界构造挤压事件,是导致地壳加厚的原因。

结合全球典型的洋壳俯冲岛弧和陆-陆碰撞背景酸性岩地球化学特征和研究区同时期酸性岩特征及区域构造背景,研究区流纹岩和英云闪长玢岩的形成,表明该时期地壳正处于加厚过程,其构造背景为洋壳俯冲到陆-陆碰撞转换阶段。

蒙古-鄂霍茨克缝合带位于研究区西北约500km,该缝合带西起蒙古中部的杭爱山脉,东至鄂霍茨克的乌达海湾,宽200～300km,长度大于3000km,是蒙古-鄂霍茨克洋闭合的产物。蒙古-鄂霍茨克大洋板块既存在北向俯冲作用(Zorin,1999; Parfenovetal.,2003; Bussienetal.,2011; Donskayaetal.,2013),也存在南向俯冲作用(Tomurtogooetal.,2005; Sunetal.,2013; 李宇等,2015)。蒙古-鄂霍茨克洋自西向东呈剪刀式闭合(Metelkinetal.,2007),最终导致西伯利亚克拉通和蒙古-华北板块碰撞、拼接(赵越等,1994)。前人的研究表明,东北地区额尔古纳地块、兴安地块中生代岩浆作用与蒙古-鄂霍茨克构造体系密切相关(Meng,2003; Wangetal.,2006,2015; Zhangetal.,2010; Wuetal.,2011; Xuetal.,2013; Ouyangetal.,2015; Lietal.,2017; Tangetal.,2019)。松辽盆地西缘突泉地区流纹岩和英云闪长玢岩的成因和形成背景,以及突泉地区晚侏罗世煌斑岩(156.0±2.3Ma;Yuetal.,2022)的起源深度,表明研究区晚侏罗世岩石圈处于增厚阶段,这与蒙古-鄂霍茨克洋闭合后,西伯利亚克拉通与额尔古纳-兴安-松辽地块陆-陆碰撞的动力学背景一致(Zorin,1999; Oxman,2003; Metelkinetal.,2010)。晚侏罗世时期沿蒙古-鄂霍茨克缝合带附近发生的褶皱变形、构造不整合和沉积间断等挤压事件,也被认为与蒙古-鄂霍茨克洋闭合以及陆-陆碰撞有关(Lietal.,1999; Tangetal.,2015; Yangetal.,2015)。

也有学者认为东北地区晚中生代岩浆活动与古太平洋板块俯冲角度和速度变化有关(Wuetal.,2002; Zhangetal.,2010,2011; Jietal.,2021; Liuetal.,2022)。普遍认为佳木斯地块和松辽地块东部早侏罗世到中侏罗世(194～174Ma)发育的火成岩与古太平洋板块向西俯冲有关(Guoetal.,2015; Huangetal.,2021)。晚侏罗世到早白垩世早期(173～133Ma),佳木斯地块和松辽地块存在明显的岩浆活动间歇期(Jietal.,2019),这表明古太平洋板块俯冲和与俯冲相关的岩浆活动在这一时期逐渐减弱。而在额尔古纳地块和兴安地块晚侏罗世到早白垩世早期(164～132Ma),岩浆活动频繁,火成岩广泛发育(Zhangetal.,2010; Jietal.,2021),本文研究的松辽盆地西缘突泉地区晚侏罗世流纹岩和英云闪长玢岩与额尔古纳地块和兴安地块的岩浆活动为同期(表4),形成于俯冲岛弧和陆-陆碰撞环境,该期岩浆活动同时具有自北向南时代变新的迁移趋势,被认为是与蒙古-鄂霍茨克洋的闭合有关(Zhangetal.,2008,2010; Ouyangetal.,2015; Lietal.,2017)。在中侏罗世晚期到早白垩世早期,古太平洋板块对欧亚大陆俯冲作用存在间断(Xuetal.,2013; Wangetal.,2019)和俯冲方向的改变(Maruyamaetal.,1997),而东北地区中-晚侏罗世到早白垩世早期存在区域不整合和沉积间断,因此蒙古-鄂霍茨克洋的闭合以及陆-陆碰撞解释该时期区域性挤压作用和岩浆活动更为合适(Metelkinetal.,2010; Xuetal.,2013; Yangetal.,2015; 于太极,2023)。

综上所述,本文认为蒙古-鄂霍茨克构造体系的影响范围到达了松辽盆地西缘突泉地区,研究区晚侏罗世流纹岩和英云闪长玢岩的岩浆活动是蒙古-鄂霍茨克洋洋壳俯冲到陆-陆碰撞的地质响应,松辽盆地西缘及邻区在钦莫利阶(156±1Ma～155±1Ma)处于蒙古-鄂霍茨克洋闭合到陆-陆碰撞转换时期,156±1Ma时蒙古-鄂霍茨克洋南向俯冲,引发流纹岩岩浆活动;155±1Ma时西伯利亚板块与额尔古纳-兴安-松辽地块发生陆-陆碰撞,加厚下地壳部分熔融形成英云闪长玢岩岩浆(图9)。

图9 蒙古-鄂霍茨克洋晚侏罗世地球动力学演化示意图

5 结论

(1)锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果显示松辽盆地西缘突泉地区流纹岩结晶年龄为156±1Ma,英云闪长玢岩结晶年龄为155±1Ma,表明其形成于晚侏罗世。

(2)晚侏罗世流纹岩和英云闪长玢岩具有过铝质S型花岗岩特征,其岩浆源区为加厚陆壳物质的部分熔融。

(3)蒙古-鄂霍茨克构造体系的影响范围到达了松辽盆地西缘突泉地区,研究区晚侏罗世流纹岩和英云闪长玢岩的形成与蒙古-鄂霍茨克洋洋壳俯冲和陆-陆碰撞有关,松辽盆地西缘及邻区在钦莫利阶(156±1Ma～155±1Ma)处于蒙古-鄂霍茨克洋闭合到陆-陆碰撞转换阶段。

致谢感谢吉林大学“火山岩储层及其油气藏地质-地球物理创新团队”在野外工作和锆石U-Pb测年分析中给予的大力帮助。感谢两位评审专家、责编和主编提出的宝贵意见!这些意见对提高论文质量起到了重要作用!