Petrogenesis and Tectonic Setting of Intermediate-Felsic Volcanics in Ta'erqi Area, Central Great Xing'an Range
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摘要: 为探讨大兴安岭中段塔尔气地区中酸性火山岩成因及构造背景，深化大兴安岭中生代火山岩带的对比研究，对该地区满克头鄂博组、白音高老组火山岩开展了锆石U-Pb定年、岩石地球化学及Hf同位素分析.满克头鄂博组年龄为154±2 Ma和154±3 Ma，白音高老组年龄为132±2 Ma.样品富碱质，贫镁和钙，为弱过铝质.富K、Rb、Zr、Hf，贫Eu、Ba、Sr、P、Ti等元素，具有中等到较强的Eu负异常.锆石饱和温度平均值分别为915℃和841℃，表现出A型流纹岩的特点.样品εHf（t）值分别介于+6.9~+8.4和+6.7~+7.9，tDM2分别介于624~670 Ma和611~682 Ma，指示岩浆来源于新元古代亏损地幔增生年轻地壳物质.本地区满克头鄂博组形成于蒙古-鄂霍茨克洋闭合后伸展早期阶段，白音高老组则形成于蒙古-鄂霍茨克洋闭合后岩石圈伸展及拆沉作用，同时受到太平洋板块俯冲引发的弧后伸展作用叠加的影响.Abstract: In order to study the petrogenesis and tectonic setting of intermediate-felsic volcanics in Ta'erqi area, central Great Xing'an Range and promote the comparative study of Mesozoic volcanics in this region, in this paper it presents a synthesis study of zircon U-Pb chronology, geochemistry and Hf isotopes of volcanics from Manketouebo and Baiyingaolao formations. Zircon U-Pb dating yielded weighted mean ages of 154±2 Ma and 154±3 Ma of Manketouebo Formation and 132±2 Ma of Baiyingaolao Formation.The samples are weak peraluminous with high alkali, low Mg and Ca contents, while existing the enrichment of Rb, K, Zr, Hf and depletion of Eu, Sr, Ba, P, Ti with moderate to strong negative Eu anomalies. The average zirconium saturation temperature are 915 ℃ and 841 ℃, respectively, showing the characteristics of A-type rhyolite. The εHf(t) values range from +6.9 to +8.4 and +6.7 to +7.9, while the tDM2 values range from 624 Ma to 670 Ma and 611 Ma to 682 Ma, indicating that the magma originated from the the partial melting of Neoproterozoic young crust accreted from the depleted mantle. Manketouebo Formation in Ta'erqi area formed in the early stage of extensional tectonic setting after the closure of Mongolia-Okhotsk ocean, while Baiyingaolao Formation was caused by the lithosphere extension and delamination after the closure of the Mongolia-Okhotsk Ocean and the back-arc extension induced by the subduction of the paleo-Pacific plate to Eurasia.
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Key words:
- central Great Xing'an Range /
- zircon U-Pb dating /
- Hf isotope /
- A-type rhyolites /
- lithosphere extension /
- deposits
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兴蒙造山带位于中亚造山带的东段，华北克拉通与西伯利亚克拉通之间，从北西向南东依次可以划分为额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块和佳木斯地块(徐备等，2014).大兴安岭跨越松辽地块以西的额尔古纳地块和兴安地块(图 1a)，在中生代经历了蒙古-鄂霍茨克洋和环太平洋构造域的强烈叠加、改造，构造岩浆活动强烈，大面积发育钙碱性火山岩，是中国东部中生代巨型火山岩带的重要组成部分.多期次的构造体制转变，使得该地区中生代火山岩的研究更为复杂(Tang et al., 2018；许文良等，2019；杨晓平等，2019).近年来，对大兴安岭晚中生代火山岩研究侧重于同位素年代学及岩石地球化学方面，初步构建了区域晚中生代火山岩的年代学格架及其构造属性(佘宏全等，2012；秦涛等，2014；王雄等，2015；李杰等，2016；王金芳等，2019).本次研究区位于大兴安岭中段塔尔气地区，中生代火山岩广泛分布，中酸性火山岩主要出露满克头鄂博组和白音高老组，目前存在以下地质问题：(1)研究区由于地处森林-沼泽景观区，覆盖较厚，工作程度较低，区内中酸性火山岩地层划分及时代归属有待明确.此外，前人在大兴安岭其他地区获得上述火山岩地层年龄差别较大，不利于区域火山岩地层对比(张吉衡，2009；张超，2014).(2)中酸性火山岩的成因类型及构造属性有待进一步明确.研究区位于蒙古-鄂霍茨克洋构造域和古太平洋构造域的重叠区域.古太平洋板块向欧亚大陆的俯冲与蒙古-鄂霍茨克洋的闭合在时间和影响范围上相互重叠(Ren et al., 2018；许文良等，2019)，上述构造域的构造演化对研究区的构造-岩浆活动有何影响？本文通过研究工作区内中酸性火山岩的岩石组合，形成时代及岩石地球化学特征，对其成因及动力学背景进行探讨，深化本地区火山岩的成因及构造属性认识，并为大兴安岭地区中生代火山岩的对比研究提供基础资料.
图 1 工作区构造位置图(a)及工作区区域地质简图(b)a图中，I.兴蒙造山带; I-1.额尔古纳地块; I-2.兴安地块; I-3.松辽地块; I-4.佳木斯地块; II.华北地块.①新林-喜桂图断裂; ②二连-贺根山断裂; ③西拉沐伦断裂; ④牡丹江断裂Fig. 1. Tectonic location of study area (a) and simplified geological map of study area (b)1. 区域地质
区内出露地层以中生代火山岩、火山碎屑岩为主，零星出露青白口系佳疙疸组浅变质石英片岩(Qnj).中生代火山岩由老到新依次为中侏罗统塔木兰沟组(J2tm)、上侏罗统满克头鄂博组(J3mk)、玛尼吐组(J3mn)和下白垩统白音高老组(K1b)，总体呈北东向展布.塔木兰沟组在工作区南部局部出露，主要岩性为致密块状玄武岩和气孔杏仁玄武岩.满克头鄂博组位于工作区中东部，主要岩性为流纹岩、流纹质晶屑凝灰岩、英安岩、英安质晶屑凝灰熔岩等.玛尼吐组位于工作区中南部及东北角，主要岩性为安山岩、安山质晶屑凝灰熔岩、安山质晶屑岩屑凝灰岩.白音高老组主要出露于工作区中东部，主要岩性为流纹岩、流纹质岩屑晶屑角砾凝灰熔岩、流纹质晶屑岩屑角砾凝灰岩等.区内广泛分布晚古生代及中生代花岗岩类，晚古生代岩性主要为早石炭世花岗闪长岩，中生代花岗岩为本区花岗岩主体，主要岩性包括中侏罗世黑云母正长花岗岩、中侏罗世二长花岗岩、早白垩世花岗斑岩、早白垩世闪长岩等，此外局部出露花岗斑岩脉及闪长岩脉等脉体(图 1b).受古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋、古太平洋构造活动影响，工作区构造线方向以NE-NNE、NW-NNW向为主，表现为NW-NNW向右行压扭性断层、NE-NEE向左行压扭性断层，这些断层构成了本区构造的主体格架.
2. 火山岩岩相学特征
2.1 满克头鄂博组(J3mk)
满克头鄂博组地质剖面(PM1)位于工作区内中南部古营河附近，剖面岩层底部第四系冲洪积物覆盖，顶部与上覆玛尼吐组整合接触，岩性主要为浅灰色流纹岩、灰紫色流纹质晶屑凝灰熔岩、浅灰色流纹质晶屑凝灰岩及英安质晶屑熔岩等(图 2).流纹岩多呈斑状结构，块状构造.斑晶主要为石英、斜长石、透长石及少量的黑云母，基质为隐晶质结构，主要为长石和石英微晶(图 3a、3d).流纹质晶屑凝灰熔岩呈凝灰熔岩结构，块状构造，主要由火山碎屑、熔岩组成.火山碎屑主体表现为晶屑，被熔岩胶结，镜下可见流动构造.晶屑成分主要为透长石、斜长石、石英等(图 3b、3e).流纹质晶屑凝灰岩为凝灰结构，块状构造.岩石主要由火山碎屑和火山灰组成.火山碎屑主要为晶屑，成分主要为斜长石、透长石、石英和少量黑云母(图 3c、3f).
图 2 塔尔气地区满克头鄂博组(J3mk)地质剖面1.浅灰色流纹质晶屑岩屑凝灰岩；2.紫红色流纹质晶屑岩屑凝灰熔岩；3.浅紫色流纹岩；4.紫灰色流纹质晶屑岩屑角砾凝灰熔岩；5.灰色英安质晶屑凝灰熔岩；6.灰色英安质晶屑熔岩Fig. 2. Geological section map of Manketouebo Formation (J3mk) in Ta'erqi area
图 3 满克头鄂博组岩石手标本及显微照片a.浅紫色流纹岩；b.紫红色流纹质晶屑凝灰熔岩；c.紫灰色流纹质晶屑凝灰岩，d.斑状结构；e.晶屑凝灰熔岩结构；f.晶屑凝灰结构；Bt.黑云母；Pl.斜长石；Q.石英；Sa.透长石Fig. 3. Hand specimen photographs and micro photographs of Manketouebo Formation rock samples2.2 白音高老组(K1b)
白音高老组地质剖面位于工作区东南部，顶部被第四系冲洪积物覆盖，底部角度不整合覆盖在玛尼吐组之上.岩性主要为灰白色流纹岩、灰色流纹质晶屑岩屑角砾凝灰岩、浅紫色流纹质晶屑岩屑角砾凝灰熔岩(图 4).流纹岩呈斑状结构，块状构造，流纹构造.斑晶为石英、透长石、斜长石及少量黑云母(图 5a、5d).流纹质晶屑角砾凝灰岩呈凝灰角砾结构、块状构造，晶屑成分主要为透长石、斜长石、石英、黑云母等(图 5b、5e).流纹质晶屑岩屑角砾凝灰岩以可见岩屑为特征，晶屑成分与前述相同，岩屑多为长英质组分，如流纹质岩熔岩等(图 5c、5f).
图 4 塔尔气地区白音高老组(J3b)地质剖面1.灰白色流纹质岩屑晶屑凝灰岩；2灰色流纹质岩屑晶屑角砾凝灰岩；3.灰白色流纹岩；4.浅灰色流纹质晶屑岩屑角砾凝灰熔岩；5.浅灰色流纹质晶屑熔岩；6.灰白色流纹质晶屑凝灰熔岩；7.紫红色流纹质岩屑晶屑角砾凝灰熔岩；8.灰白色流纹岩；9.灰白色流纹质晶屑凝灰岩；10.灰白色球粒流纹岩；11.灰白色流纹岩Fig. 4. Geological section map of Baiyingaolao Formation (J3b) in Ta'erqi area
图 5 白音高老组岩石手标本及显微照片a.灰白色流纹岩；b.灰色流纹质岩屑晶屑角砾凝灰岩；c.紫红色流纹质晶屑岩屑角砾凝灰熔岩；d.流纹构造；e.晶屑凝灰结构；f.流纹质岩屑；Bt.黑云母；Pl.斜长石；Q.石英；Sa.透长石Fig. 5. Hand specimen photographs and micro photographs of Baiyingaolao Formation rock samples3. 分析方法
样品主量和微量元素分析在广州澳实矿物实验室进行.主量元素由荷兰PA-Nalytical生产的Axios仪器利用荧光光谱分析仪(XRF)测试分析；微量和稀土元素分析采用美国Perkin Elmer公司生产的Elan 9000，分析方法为LiBO2熔融，在1 000 ℃以上的熔炉中熔化，利用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)分析.详细的溶样和分析流程见Gao et al.(2002).主量元素分析偏差优于5%，微量元素分析偏差优于10%.
锆石分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，采用常规方法破碎到80~100目，在双目镜下挑选透明度和光泽度好、粒度较大、晶形完好的锆石进行制靶，用混有固化剂的环氧树脂将锆石颗粒胶结于样品靶上，固化后进行表面研磨抛光至大部分锆石的1/3~1/2截面处.对样品靶中的锆石进行反射光、透射光镜下观察并进行阴极发光(CL)显微照相.
LA-ICP-MS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完成，锆石U-Pb同位素和微量元素含量分析采用MicroLas公司的GeoLas2005准分子激光剥蚀系统在美国Agilent公司的Agilent7500a型ICP-MS仪器上进行.激光剥蚀束斑直径为32 μm，剥蚀深度为20~40 μm，激光脉冲为6 Hz，能量为50 mJ，每个时间分析数据包括20~30 s的背景信号和50 s的样品信号.锆石年龄以标准锆石91500作为外标，以GJ-1作为内标样品，元素含量以SRM610为外标，29Si为内标元素.采用ICPMSDataCal 8.3对测得的同位素数据进行相关离线处理，详细的操作流程及数据处理见Liu et al.(2010).U-Pb年龄谐和线图和年龄加权平均值的计算及绘图采用Isoplot 3.0完成，单个数据点误差为1σ，样品年龄加权平均值置信度为2σ，置信水平为95%.
在LA-ICP-MS锆石U-Pb定年的基础上，选择谐和度较好的锆石进行了微区Hf同位素测定.测定时用锆石国际标样GJ1作外标，激光束脉冲能量为5.3 J·cm-2.仪器的运行条件及详细的分析过程可参见Hu et al.(2012).本次实验测定获得锆石GJ1的176Hf/177Hf=0.282 009±0.000 006，与推荐值0.282 010±0.000 003吻合.εHf的计算采用176Lu衰变常数为1.867×10-11(Söderlund et al., 2004)，球粒陨石现今的176Hf/177Hf=0.282 772和176Lu/177Hf=0.033 2(Blichert-Toft and Albarède，1997)；一阶段模式年龄(tDM1)的计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.283 25和176Lu/177Hf=0.038 4；两阶段模式年龄(tDM2)的计算采用下地壳的fLC=-34亏损地幔的fDM=0.16(Amelin et al., 2000).
4. 分析结果
4.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年
选取满克头鄂博组流纹岩(J3mk-1)和流纹质晶屑凝灰熔岩(J3mk-6)、白音高老组流纹岩(K1b-3)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年.所测锆石为浅黄色或无色透明，呈短柱状，颗粒长径大小为60~370 μm.在阴极发光(CL)图像上(图 6a、6b，图 8a)，锆石韵律震荡环带清晰，2组锆石Th/U比值变化范围在0.62~1.56、0.62~1.46，均大于0.4；锆石HREE富集明显并具有显著的正Ce异常，以上地球化学特征均显示出典型的岩浆锆石特点.所有锆石U-Pb年代学测定结果见附表 1和附表 2，测试数据的误差均为1σ.
图 6 满克头鄂博组流纹岩锆石阴极发光图像Fig. 6. CL images of the zircons of rhyolite of Manketouebo Formation
图 7 满克头鄂博组流纹岩锆石U-Pb年龄a.J3mk-1；b.J3mk-6Fig. 7. Zircon U-Pb ages of rhyolite of Manketouebo Formation
图 8 白音高老组锆石阴极发光图像(a)及U-Pb谐和曲线图(b)Fig. 8. CL images of the zircons (a) and zircon U-Pb ages of rhyolite of Baiyingaolao Formation (b)样品J3mk-1(流纹岩)进行了19个点测试分析，其中4个测点谐和程度较低，偏离谐和曲线.其余15个测点谐和程度较高，206Pb/238U年龄加权平均值为154±2 Ma(MSWD=1.6)(图 6a)；样品J3mk-6 (流纹质晶屑凝灰熔岩)进行了12个点测试分析，有6颗锆石在谐和曲线上较为集中，206Pb/238U年龄加权平均值为154±3 Ma(MSWD=1.05)(图 6b).两个样品的锆石年龄基本一致，代表了岩石结晶年龄，属晚侏罗世.样品K1b-3(流纹岩)进行了15个点测试分析，除去部分不谐和数据，有11颗锆石在谐和曲线上较为集中，206Pb/238U年龄加权平均值为132±2 Ma(MSWD=1.5，2σ)(图 6b).代表了岩石结晶年龄，属早白垩世.
4.2 Hf同位素
对研究区满克头鄂博组(J3mk-1)和白音高老组流纹岩(K1b-3)锆石Hf同位素进行了分析(附表 3).锆石的176Lu/177Hf比值均小于0.002 5，说明锆石在形成以后具有很少的放射成因Hf的积累，176Hf/177Hf比值基本代表了其形成时Hf同位素组成(吴福元等，2007a；2007b).考虑到样品的fLu/Hf平均值为-0. 94，明显小于镁铁质地壳的fLu/Hf(-0.34)和硅铝质地壳的fLu/Hf(-0.72)，故二阶段模式年龄更能反映其源区物质从亏损地幔被抽取的时间(Amelin et al., 2000).
满克头鄂博组(J3mk-1)10个测试分析点的176Hf/177Hf比值为0.282 887~0.282 935，εHf(t)范围为+6.9~+8.4，平均值+7.4.二阶段Hf模式年龄为tDM2=624~670 Ma，平均值648 Ma.白音高老组(K1b-3)10个测试分析点的176Hf/177Hf比值为0.282 880~0.282 919，εHf(t)范围为+6.7~+7.9，平均值+7.3.二阶段Hf模式年龄为tDM2=611~682 Ma，平均值647 Ma.
4.3 岩石地球化学
选取满克头鄂博组(J3mk)7个样品(其中J3mk-5岩性为英安岩，其余岩性均为流纹岩)和白音高老组(K1b)4个样品(岩性均为流纹岩)进行岩石地球化学分析(附表 4).满克头鄂博组样品以富碱富铝、贫镁和钙为特征.SiO2含量为62.78%~73.30%，(K2O+Na2O)含量介于8.88%~11.19%，Al2O3变化介于13.84%~16.18%，MgO含量为0.26%~1.11%，CaO含量为0.28%~1.00%.白音高老组样品以高硅、富碱富铝、贫镁和钙为特征，SiO2含量为71.6%~77.0%，(K2O+Na2O)含量介于7.94%~9.64%，Al2O3变化介于11.75%~14.8%，MgO含量介于0.09%~0.22%，CaO含量介于0.10%~0.49%.在TAS分类图上，满克头鄂博组样品主要投入流纹岩及其与英安岩交界区域(J3mk-5样品落于粗面英安岩区域)，而白音高老组样品全部投入流纹岩区域(图 9a)；在SiO2-K2O图解中，两组样品多主要落于高钾钙碱性区域(图 9b)；在Na2O-K2O图解中，样品均落于A型花岗岩区域(图 9c).两组酸性火山岩品铝饱和指数A/NKC=1.02~1.14及1.07~1.09，在A/NK-A/CNK图中，主要位于弱过铝质区域(图 9d).
图 9 样品主量元素图解a.火山岩TAS图解(据Le Bas and LeMaitre，1986)；b.K2O-SiO2图解(据Peccerillo and Taylor, 1976)；c.Na2O-K2O图解(据Rollinson，1993)；d.A/CNK-A/NK图解(据Maniar and Piccoli, 1989)Fig. 9. Diagrams of major elements两组样品稀土元素含量(ΣREE)分别为146.04×10-6~262.98×10-6及121.11×10-6~221.04×10-6，平均值为211.65×10-6及160.75×10-6；LREE/ HREE平均值分别为11.26及9.48，(La/Yb)N平均值分别为13.05及9.58，属轻稀土富集型，轻重稀土分馏明显(图 10a、图 11a)，两组样品总体具有中等负Eu异常(δEu=0.61~0.96及0.22~0.70).在微量元素蛛网图(图 10b、图 11b)中，两组样品均表现为亏损大离子亲石元素Sr和Ba，高场强元素Nb、Ta、P和Ti；而富集大离子亲石元素K和Rb，高场强元素Zr、Hf，类似于地壳熔融产生的流纹岩，且与A型流纹岩相似(张旗等，2012).
图 10 满克头鄂博组火山岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(a)及微量元素原始地幔标准化蛛网(b)阴影部分数据张超(2014)Fig. 10. Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) for the samples of Manketouebo Formation
5. 讨论
5.1 年代学意义
大兴安岭地区中生代火山岩的地层划分及形成时代一直是该区地质研究的重点，大批学者对其展开了年代学研究(张吉衡，2009；佘宏全等，2012；秦涛，2014；张超等，2014；张乐彤等，2015；高龙飞等，2018；王金芳等，2019)，数据统计显示，在不同地区同一个组获得的年代学数据差别较大，如满克头鄂博组形成时代为120~175 Ma，白音高老组形成时代为120~144 Ma，这可能是早期根据岩性组合划分的上述地层单位中包含了不同时代的火山岩所致，部分地区中生代火山岩地层厘定有待进一步开展工作(张吉衡，2009).
本次工作获得塔尔气地区满克头鄂博组流纹岩和流纹质晶屑凝灰熔岩年龄分别为154±2 Ma和154±3 Ma，形成于晚侏罗世.地质路线调查及实测剖面显示，区内满克头鄂博组喷发不整合覆盖于中侏罗世塔木兰沟组(J2tm)安山岩和中侏罗世正长花岗岩(ξγJ2)之上；上部被下白垩统白音高老组(K1b)凝灰质砂砾岩超覆.该组区域上与上覆玛尼吐组(J3mn)相伴出露，延伸稳定，组成晚侏罗世火山喷发旋回，与区域晚侏罗世火山喷发旋回的早期具有较强的可比性.因此，将塔尔气地区满克头鄂博组形成时代定为晚侏罗世是合理的.
本次工作获得塔尔气地区白音高老组流纹岩锆石U-Pb年龄为132±2 Ma，前人在工作区邻近的柴河地区获得白音高老组流纹岩锆石U-Pb年龄为131±1 Ma(张乐彤等，2015)，均形成于早白垩世.地质路线调查及实测剖面显示，区内白音高老组下部以火山碎屑岩超覆或以火山熔岩角度不整合于满克头鄂博组(J3mk)、玛尼吐组(J3mn)以及早白垩世侵入岩之上.因此，将塔尔气地区白音高老组时代定为早白垩世是合理的.
本次获得的满克头鄂博组和白音高老组火山岩锆石U-Pb年龄与前人获得的上述火山岩喷发年龄峰值基本一致，表明塔尔气地区中生代火山喷发活动与大兴安岭区域构造-岩浆活动时限吻合较好，该定年结果进一步补充了大兴安岭地区中生代火山岩年代学资料.
5.2 岩石成因类型
中国东北地区中生代中酸性火山岩广泛分布，最新研究表明，其主要可划分为早白垩世和晚三叠世-中侏罗世两期，而地球化学数据则显示其类型以Ⅰ型(高分异Ⅰ型)和A型为主(张吉衡，2009；Tang et al., 2018).一般认为，化学成分上，A型花岗岩(流纹岩)富Si、Na和K，贫Ca、Mg和Al，(K2O+Na2O)/Al2O3、FeOt/MgO值和Ga/Al值高，富Rb、Th、Nb、Ta、Zr、Hf、Ga、Y等高场强元素，贫Sr、Ba、Cr、Co、Ni、V等，REE配分曲线多呈燕式分布，以具有明显的负Eu异常为特征(张旗等，2012).
岩浆的结晶分异作用会造成其初始成分发生变化，而影响其对源区特征的指示作用，部分微量元素含量及其比值(Nb/Ta、Zr/Hf、Rb/Sr、Rb/Ba等)能有效指示岩浆的结晶分异程度(Dostal and Chatterjee, 2000；Ballouard et al., 2016；吴福元等，2017).本次火山岩样品具有较低的Rb/Sr比值(平均值1.37)和Rb/Ba比值(平均值0.36)，样品的Nb/Ta平均比值(13.7)和Zr/Hf平均比值(37.7)与接近新生地壳组分的MORB平均Nb/Ta比值(14.2)和Zr/Hf比值(34~42) (Büchl et al., 2002)相近或略低，上述参数表明岩浆的结晶分异作用较弱，其化学成分可用于指示岩石类型及源区特征.总体而言，满克头鄂博组和白音高老组火山岩具有一系列符合A型花岗岩的化学组成特征，主要表现在：(1)样品富钾、钠(K2O= 4.19%~7.23%、Na2O=3.44%~5.09%)贫镁和钙(MgO含量为0.09%~0.63%、CaO含量为0.28%~0.68%)，TFeOt/MgO=3.49%~8.47%，大于Ⅰ型(平均值为2.7)、S(平均值为2.38)型花岗岩的平均值(Frost et al., 2001)，在Na2O-K2O图解(图 9c)和(Na2O+K2O-CaO)-SiO2(图 12a)等主量元素图解中，样品均落于落入A型流纹岩区域；(2)样品微量元素具有贫Eu、Ba、Sr、P、Ti的特点.Sr、Ba和Eu的亏损反映岩石源区存在斜长石的残留，暗示岩浆源区为较浅的低压环境(张旗等，2012).一般认为，钛铁矿为高温低压下稳定的矿物，Ti的亏损可能为源区残留钛铁矿所致(王金芳等，2019).此外，满克头鄂博组样品Sr平均值为127×10-6，Yb为3.2×10-6；白音高老组样品Sr平均值为92×10-6，Yb为2.3×10-6，均属于典型的低Sr高Yb型，位于张旗(2006)划分的高温低压区(南岭型)，形成于岩石圈拉伸减薄环境.上述特征均指示样品形成于高温低压、深度较浅的地壳拉张环境，符合A型花岗岩的成因特点(张旗等，2012)；(3)高场强元素(HFSE)Zr和Hf富集，Zr+Nb+Ce+Y平均值504.3×10-6 > 350×10-6；10 000×Ga/Al=2.84≥2.6，在(Rb/Ba)-(Zr+Ce+Y)(图 12b)图解及Whalen et al.(1987)提出的以Ga/Al比值为基础的多种微量元素判别图中，样品均投入到A型流纹岩成因区域(图 13).
A型花岗岩具有显著的地热梯度和高温属性特征，大大高于其他类型花岗岩，因此温度可以作为一个间接的判别依据.目前常用的温度计算方法主要为锆石饱和温度和锆石的钛温度计.本文锆石饱和温度采用Watson and Harrison(1983)锆石饱和温度模拟公式来计算(TZr(℃)=12 900/[2.95+0.85 M+ln(496 000/Zrmelt)]-273.15)，其中M=(Na+K+2Ca)/(Al×Si)；锆石Ti温度计采用Watson and Harrison(2005)中的Ti含量温度公式来计算(TTi-in-Zr(℃)=(5 080±30)/[(6.01±0.3)-ln(TiZircon)]-273).计算结果显示，满克头鄂博组和白音高老组样品TZr(℃)平均值分别为915 ℃和841 ℃，TTi-in-Zr(℃)平均值分别为907 ℃和846 ℃，明显高于S型花岗岩(764 ℃)和Ⅰ型花岗岩(781 ℃)，接近A型花岗岩形成的平均温度(Watson and Harrison, 1983).综上表明，研究区内满克头鄂博组和白音高老组地球化学组成及形成温度均显示出A型流纹岩特征，形成于深度较浅的高温低压环境.
5.3 源区组成
前人研究表明，兴安地块在显生宙-新元古代时期处于重要增生时期，兴安地块中生代晚期火山岩具有相同或相似的模式年龄(0.4~0.9 Ga)，其εHf(t)值范围为+4.5~+12.0；在Hf同位素图解上，εHf(t)值位于球粒陨石之上，亏损地幔演化线之下，而远离古老地壳的Hf同位素演化线(张吉衡，2009；Tang et al., 2018).研究区满克头鄂博组和白音高老组流纹岩的锆石Hf同位素分析结果显示，满克头鄂博组10个测试分析点的176Hf/177Hf比值为0.282 887~0.282 935，εHf(t)范围为+6.9~+8.4，二阶段Hf模式年龄为tDM2=624~670 Ma，白音高老组10个测试分析点的176Hf/177Hf比值为0.282 880~ 0.282 919，εHf(t)范围为+6.7~+7.9，二阶段Hf模式年龄为tDM2=611~682 Ma.上述样品Hf同位素组成均位于兴蒙造山带及大兴安岭中生代火成岩范围内(图 14)，表明研究区内中酸性火山岩在形成时间及Hf同位素组成上与大兴安岭火山岩具有较好的一致性，其具有相似的源区物质组成及构造演化历程.而较高的εHf(t)值及年轻的二阶段Hf模式年龄值则表明研究区内中酸性火山岩源自新元古代从亏损地幔增生的新生地壳物质.
邵济安等(2001)对兴安-嫩江段基岩剖面开展了剖面综合调查研究，剖面沿线广泛出露的中生代火山岩为一套亚碱性弱过铝质高钾钙碱性岩系组合，并证实在大兴安岭南北向大地构造单元内，中生代火山岩在岩石系列上不存在明显的演化差异.Harker图解亦显示(图略)，研究区不同时代火山岩系列主要氧化物之间具有明显线性连续演化的特征，表明这些岩石很可能是同源岩浆不同时期结晶分异作用演化的产物；区内中酸性火山岩εHf(t)均为正值，在εHf(t)-t图解上，εHf(t)值位于球粒陨石之上，亏损地幔演化线之下，具有相同或相似的二阶段模式年龄(新元古代)，表明研究区内中酸性火山岩可能源自新元古代从亏损地幔增生的新生地壳物质的部分熔融作用(许文良，2019).
5.4 构造环境
大量研究显示，A型花岗岩(流纹岩)的产出通常与伸展构造环境有关，大兴安岭地区晚侏罗世开始处于造山后伸展构造环境，伴随有强烈的岩浆活动，至早白垩世已经完全进入伸展构造体制(Tang et al., 2018；许文良等，2019)，为A型花岗岩(流纹岩)产出的有利构造环境.在Nb-Y-3Ga和Nb-Y-Ce图解中(图 15)，样品点主体位于A2范围内，少量样品点沿A1、A2边界展布，指示其形成于后碰撞或后造山环境，后期可能向非造山板内构造环境转变.研究区中酸性火山岩样品亏损Eu、Ba、Sr、P、Ti等元素，且属于典型的低Sr高Yb型火山岩，表明本区中酸性火山岩形成于高温低压、深度较浅的岩石圈拉伸减薄环境.进一步对比显示，白音高老组火山岩形成温度较满克头鄂博组火山岩平均低60℃，且比满克头鄂博组火山岩成分更偏酸性，更亏损Sr、Ba等元素，并具有更明显的Eu负异常(δEu白=0.22~0.70，δEu满=0.61~0.96)，这反映白音高老组火山岩相比满克头鄂博组火山岩形成于更浅的深度.
从区域构造演化背景来看，研究区位于大兴安岭兴安地块中北部，而大兴安岭地区中生代受到蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋两大构造体系的共同影响.因此，了解上述构造体系在的中生代构造-岩浆活动是明确研究区火山岩成因构造环境的关键.研究区北邻蒙古-鄂霍茨克造山带，蒙古-鄂霍茨克大洋板块自早中生代持续向南俯冲对我国东北地区的岩浆活动具有明显影响，俯冲作用影响的空间范围至少到达松辽盆地以西地区(Li et al., 2017).蒙古-鄂霍茨克洋盆自西向东发生剪刀式闭合的观点得到了大多数学者的认可，但就其最终闭合时限仍存在一定争议，目前主流观点认为蒙古-鄂霍茨克洋西部于中侏罗世闭合，东部的闭合时间可持续到晚侏罗世，并在早白垩世开始由挤压变为广泛的伸展作用(Guo et al., 2017；Ren et al., 2018).从构造位置来看，工作区位于北东-南西向鄂霍茨克洋中段，大洋闭合时限可能持续至晚侏罗世(图 16)，即在该时段大兴安岭中段塔尔气地区尚处于闭合板块碰撞与伸展的转换阶段(或伸展早期阶段)，在该时期形成的满克头鄂博组火山岩(154 Ma)即形成于上述环境，而到早白垩世，该地区则进入广泛的伸展阶段，并具有减压、增温特征，成为造山带地壳物质大规模熔融而形成花岗岩类及火山岩的有利时期.研究区内白音高老组(132 Ma)即形成于该构造环境.因此也造成了满克头鄂博组和白音高老组火山岩在岩性、地球化学特征上存在的一定差异，白音高老组火山岩酸性程度更高，Eu负异常更为明显，形成深度更浅.前人对塔尔气周边地区周边二道河、兴阿、宜里和太平沟等形成于早白垩世的Pb-Zn-Ag、Mo-(Cu)矿床研究后亦指出，上述矿床形成于蒙古-鄂霍茨克洋闭合后，华北-蒙古板块和西伯利亚板块碰撞造山过程的挤压向伸展转变期，并伴随下地壳的拆沉作用(张成等，2013).因此，塔尔气地区中酸性火山岩形成于蒙古-鄂霍茨克洋闭合后的板内伸展环境是合理的，问题是火山活动是否受到了古太平洋构造体系的影响？
图 16 蒙古-鄂霍茨克洋俯冲-闭合构造演化SIB.西伯利亚板块；KAZ.哈萨克斯坦板块；Tar.塔里木板块；NCB.华北板块；XMOB.兴蒙造山带；MOS.蒙古-鄂霍茨克构造带；据Ren et al.(2018)修改Fig. 16. Mesozoic tectonic evolution of Mongolia-Okhotsk ocean兴蒙造山带佳木斯地块东缘早侏罗世钙碱性火山岩的发现以及该时期自陆缘向陆内火成岩成分的极性变化，揭示了古太平洋板块向西俯冲作用的开始，并可能持续到中侏罗世(图 17a和图 17b)(Tang et al., 2018；Wang et al., 2019；Li et al., 2020).晚侏罗世-早白垩世早期，松辽盆地以东地区缺失晚160~135 Ma的岩浆作用(Xu et al., 2013)，这被解释为该时期东北亚陆缘与古太平洋板块之间处于一种走滑的构造属性(图 17c)(Tang et al., 2018；许文良等，2019).进入到早白垩世晚期，东亚陆缘早白垩世晚期钙碱性火山岩组合和陆内为双峰式火成岩组合，揭示了古太平洋板块在欧亚大陆下俯冲作用的发生(Xu et al., 2013；Tang et al., 2018).受古太平洋板块俯冲的影响，在松辽盆地东部形成了一系列构造-岩浆-成矿事件.但是对于松辽盆地西侧的大兴安岭地区，形成于侏罗纪-白垩纪的岩浆及成矿作用是否受古太平洋板块俯冲影响还存在争议.部分研究者认为大兴安岭及以西地区中生代主要受蒙古-鄂霍次克洋俯冲作用影响，仅早白垩世晚期开始(133~106 Ma)古太平洋板块俯冲作用才影响到大兴安岭一带(许文良等，2013；孙明道，2016；Tang et al., 2018；Li et al., 2019).学者通过对丹哈达地区饶河陆缘增生杂岩的研究，证实早白垩世古太平洋板块向东亚大陆下俯冲作用可能发生在东北东部饶河地区(Zhou et al., 2014；Wang et al., 2015；Li et al., 2020)，从而将古太平洋板块俯冲带与大兴安岭的距离大大缩短.Li and Li(2007)和Li et al(2019)提出了古太平洋板块平板俯冲模式，合理地解释了中国东部宽阔岩浆岩带的展布和早白垩世挤压变形，因此认为古太平洋板块俯冲作用对松辽盆地以东的大兴安岭岩浆-成矿作用具有影响控制作用(图 17d).与之类似的是，中国东部在燕山期发生了滨太平洋成矿域大规模构造-岩浆-成矿事件，以130 Ma为高峰，成岩成矿环境被解释为造山带岩石圈伸展与太平洋板块俯冲引发的弧后伸展叠加(毛景文和王志良，2000；索艳慧等，2017).
图 17 蒙古-鄂霍茨克构造域与古太平洋构造域晚中生代演化模式(据许文良等，2019修改)Fig. 17. Mesozoic tectonic evolution of Mongolia-Okhotsk and paleo-Pacific ocean (modified after Xu et al., 2019)综上所述，大兴安岭中段塔尔气地区中生代火山岩形成环境推断如下：新元古代末从亏损地幔增生的地壳物质由于中晚侏罗世蒙古-鄂霍茨克洋的闭合，板块发生强烈的碰撞挤压，在板块碰撞与伸展的转换阶段(或伸展早期阶段)，形成满克头鄂博组中酸性火山岩(154 Ma)(图 17c).进入早白垩世，本地区发生强烈的岩石圈伸展及拆沉作用，同时受到太平洋板块低角度俯冲引发的弧后伸展作用的叠加(早白垩世晚期)，发生大规模伸展构造背景下的岩浆活动，工作区白音高老组酸性火山岩(132 Ma)即形成于该构造环境(图 17d)，并同时形成与上述火山活动密切相关的Pb-Zn-Ag、Mo-(Cu)多金属矿床.
6. 结论
(1) LA-ICPMS锆石U-Pb定年获得大兴安岭中段塔尔气地区满克头鄂博组火山岩形成年龄为154±2 Ma和154±3 Ma，形成于晚侏罗世.白音高老组火山岩形成年龄为132±2 Ma，形成于早白垩世.上述年龄与区域上同组火山岩喷发高峰期时段基本一致，表明塔尔气地区火山喷发作用与大兴安岭区域构造-岩浆活动在同一时限框架内.
(2) 塔尔气地区满克头鄂博组和白音高老组火山岩地球化学特征具有A型流纹岩特点，岩浆源自新元古代从亏损地幔增生的新生地壳物质的部分熔融作用.
(3) 塔尔气地区满克头鄂博组火山岩形成于蒙古-鄂霍茨克洋闭合后板块碰撞与伸展的转换阶段(或伸展早期阶段).白音高老组火山岩则形成于蒙古-鄂霍茨克洋闭合后岩石圈伸展及拆沉作用，同时受到太平洋板块俯冲引发的弧后伸展作用叠加的影响.
附表见本刊官网(http://www.earth-science.net).
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图 1 工作区构造位置图(a)及工作区区域地质简图(b)
a图中，I.兴蒙造山带; I-1.额尔古纳地块; I-2.兴安地块; I-3.松辽地块; I-4.佳木斯地块; II.华北地块.①新林-喜桂图断裂; ②二连-贺根山断裂; ③西拉沐伦断裂; ④牡丹江断裂
Fig. 1. Tectonic location of study area (a) and simplified geological map of study area (b)
图 2 塔尔气地区满克头鄂博组(J3mk)地质剖面
1.浅灰色流纹质晶屑岩屑凝灰岩；2.紫红色流纹质晶屑岩屑凝灰熔岩；3.浅紫色流纹岩；4.紫灰色流纹质晶屑岩屑角砾凝灰熔岩；5.灰色英安质晶屑凝灰熔岩；6.灰色英安质晶屑熔岩
Fig. 2. Geological section map of Manketouebo Formation (J3mk) in Ta'erqi area
图 3 满克头鄂博组岩石手标本及显微照片
a.浅紫色流纹岩；b.紫红色流纹质晶屑凝灰熔岩；c.紫灰色流纹质晶屑凝灰岩，d.斑状结构；e.晶屑凝灰熔岩结构；f.晶屑凝灰结构；Bt.黑云母；Pl.斜长石；Q.石英；Sa.透长石
Fig. 3. Hand specimen photographs and micro photographs of Manketouebo Formation rock samples
图 4 塔尔气地区白音高老组(J3b)地质剖面
1.灰白色流纹质岩屑晶屑凝灰岩；2灰色流纹质岩屑晶屑角砾凝灰岩；3.灰白色流纹岩；4.浅灰色流纹质晶屑岩屑角砾凝灰熔岩；5.浅灰色流纹质晶屑熔岩；6.灰白色流纹质晶屑凝灰熔岩；7.紫红色流纹质岩屑晶屑角砾凝灰熔岩；8.灰白色流纹岩；9.灰白色流纹质晶屑凝灰岩；10.灰白色球粒流纹岩；11.灰白色流纹岩
Fig. 4. Geological section map of Baiyingaolao Formation (J3b) in Ta'erqi area
图 5 白音高老组岩石手标本及显微照片
a.灰白色流纹岩；b.灰色流纹质岩屑晶屑角砾凝灰岩；c.紫红色流纹质晶屑岩屑角砾凝灰熔岩；d.流纹构造；e.晶屑凝灰结构；f.流纹质岩屑；Bt.黑云母；Pl.斜长石；Q.石英；Sa.透长石
Fig. 5. Hand specimen photographs and micro photographs of Baiyingaolao Formation rock samples
图 6 满克头鄂博组流纹岩锆石阴极发光图像
Fig. 6. CL images of the zircons of rhyolite of Manketouebo Formation
图 7 满克头鄂博组流纹岩锆石U-Pb年龄
a.J3mk-1；b.J3mk-6
Fig. 7. Zircon U-Pb ages of rhyolite of Manketouebo Formation
图 8 白音高老组锆石阴极发光图像(a)及U-Pb谐和曲线图(b)
Fig. 8. CL images of the zircons (a) and zircon U-Pb ages of rhyolite of Baiyingaolao Formation (b)
图 9 样品主量元素图解
a.火山岩TAS图解(据Le Bas and LeMaitre，1986)；b.K2O-SiO2图解(据Peccerillo and Taylor, 1976)；c.Na2O-K2O图解(据Rollinson，1993)；d.A/CNK-A/NK图解(据Maniar and Piccoli, 1989)
Fig. 9. Diagrams of major elements
图 10 满克头鄂博组火山岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图(a)及微量元素原始地幔标准化蛛网(b)
阴影部分数据张超(2014)
Fig. 10. Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) for the samples of Manketouebo Formation
图 16 蒙古-鄂霍茨克洋俯冲-闭合构造演化
SIB.西伯利亚板块；KAZ.哈萨克斯坦板块；Tar.塔里木板块；NCB.华北板块；XMOB.兴蒙造山带；MOS.蒙古-鄂霍茨克构造带；据Ren et al.(2018)修改
Fig. 16. Mesozoic tectonic evolution of Mongolia-Okhotsk ocean
图 17 蒙古-鄂霍茨克构造域与古太平洋构造域晚中生代演化模式(据许文良等，2019修改)
Fig. 17. Mesozoic tectonic evolution of Mongolia-Okhotsk and paleo-Pacific ocean (modified after Xu et al., 2019)
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