內蒙古高堯烏拉白音高老組地質及年代學特征

董培培, 李英杰, 王根厚, 辛后田, 王金芳, 李紅陽

1. 河北地質大學, 河北 石家莊 050031;2. 中國地質大學地球科學與資源學院, 北京 100083;3. 天津地質礦產研究所, 天津 300170

0 引言

大興安嶺處于中亞造山帶的東段, 在古生代時期經歷了古亞洲洋構造體系的演化, 中生代期間經歷了環太平洋構造體系和蒙古-鄂霍茨克構造體系的疊加與改造 (許文良等, 2013)。 從晚侏羅世開始構造巖漿活動強烈, 除形成大量的中生代花崗巖以外, 也形成了大興安嶺3 套標志性的陸相中—酸性火山巖: 滿克頭鄂博組、 瑪尼吐組和白音高老組, 構成了大興安嶺火山巖帶, 成為大興安嶺地區中生代主要地質單元。 近年來, 有關學者對大興安嶺地區中生代火山巖開展了大量的研究工作 (邵濟安等, 1999a, 1999b, 2001; Wang et al. , 2006; Zhang et al. , 2008a; 張吉衡, 2009;劉昊等, 2011; 郝彬等, 2011; 程天赦等, 2012),但是大多注重通過火山巖巖石地球化學特征研究來判斷巖石成因和大地構造環境, 對火山巖地層層序的詳細研究較少 (陳英富等, 2012)。 特別是對于大興安嶺廣泛分布的白音高老組, 其火山巖地層特征、 巖石組合和形成年代仍存在較大爭議。白音高老組為遼寧省區測二隊 (1974) 創名于赤峰市巴林左旗哈達英格鄉白音高老地區。 《內蒙古自治區巖石地層》 (李文國, 1996) 將其定義為“一套雜色酸性火山碎屑巖、 酸性熔巖、 酸性熔結凝灰巖夾中酸性火山碎屑巖、 火山碎屑沉積巖、沉積巖。 其整合在瑪尼吐組之上, 時代為晚侏羅世。” 多數學者認為大興安嶺中南部白音高老組主要是由流紋巖和流紋質凝灰巖組成的一套酸性巖(茍軍, 2010; 茍軍等, 2010; 張樂彤等, 2015;陳金勇等, 2019)。 林敏 (2018) 通過區域地質調查將內蒙古烏力牙斯臺一帶的白音高老組劃分為下部酸性火山巖和上部偏堿性火山巖, 并進行了火山機構的圈定。 在形成時代上, 早期學者根據沉積巖夾層中的化石碎片將其置為晚侏羅世, 近期大量的鋯石U-Pb 年代學研究將其劃為早白堊世(茍軍等, 2010; 王建國等, 2013; 張樂彤等,2015; Wang et al. , 2018)。

內蒙古高堯烏拉位于大興安嶺中南段, 中生代火山巖出露齊全, 但火山巖地層層序、 巖性、巖相、 火山機構和系統性的年代學研究薄弱。 已有1 ∶200000 哈拉蓋圖農場幅將區內大面積出露的火山巖劃分為上侏羅統道特諾爾組和查干諾爾組,1 ∶250000 將其重新劃分為中侏羅統瑪尼吐組和上侏羅統白音高老組, 均無年代學依據。 筆者等在開展1 ∶50000 哈臘特等四幅區域地質礦產調查項目時, 運用 “火山構造-巖性巖相-火山地層” 三重填圖方法 (盧清地, 2004), 結合系統的鋯石UPb 年代學研究, 在高堯烏拉一帶新發現一套早白堊世中性火山巖和酸性火山巖, 其整合在上侏羅統瑪尼吐組之上, 將其重新厘定為下白堊統白音高老組, 并將該區白音高老組進一步劃分為3 個巖性段, 首次在白音高老組底部劃分出中性火山巖段, 新建立了白音高老組下部中性火山巖段和上部酸性火山巖段的巖性組合, 根據同位素測年資料, 將其歸屬于早白堊世, 并在該火山盆地中劃分出6 種巖相類型, 圈定了12 個Ⅴ級火山機構。

1 地質背景

內蒙古東烏旗高堯烏拉位于大興安嶺中南部,地處古亞洲洋構造域與環太平洋構造域交匯處, 同時受兩大構造域影響。 晚古生代位于華北陸塊與西伯利亞陸塊之間的興蒙造山帶(Ⅰ級)、 二連-賀根山縫合帶 (Ⅱ級) 東部 (Xiao et al., 2003, 2015a)。中生代處于濱太平洋構造域 (Ⅰ級) 大興安嶺構造-巖漿帶 (Ⅱ級), 扎蘭屯-赤峰火山-巖漿巖帶 (Ⅲ級) (Whalen et al., 1987; 圖1a)。

工作區主要出露中生界瑪尼吐組、 白音高老組、新生界五叉溝組和第四系, 其中, 白音高老組分布最廣, 平行不整合于瑪尼吐組之上, 局部被五叉溝組和第四系角度不整合接觸覆蓋(圖1b)。

2 地層特征

高堯烏拉白音高老組位于高堯烏拉早白堊世火山噴發盆地的東部, 東烏珠穆沁旗高堯烏拉一帶 (圖1b), 呈北東向展布, 平行不整合覆蓋于上侏羅統瑪尼吐組之上, 局部被新近系五岔溝組不整合覆蓋, 部分地區被第四系掩蓋。 實測剖面位于研究區東北部高堯烏拉一帶 (45°55′N; 119°39′E)。 剖面露頭較好, 地層層序連續, 巖石組合較齊全, 地層層序及韻律特征見圖2 和表1。

圖1 研究區地質圖Fig.1 Geological map of the research area

基于路線地質調查和實測剖面, 根據接觸關系、 地層層序和巖石組合等特征, 高堯烏拉白音高老組劃分為3 個巖性段: 一段、 二段和三段。 實測剖面總厚度為394.8 m, 一段、 二段和三段厚度分別為30.1 m、 207 m 和157.7 m。 白音高老組一段分布于洪浩爾必其早白堊世火山噴發盆地的邊部及研究區東部和南部, 為火山碎屑沉積巖組合,巖性主要有淺灰色、 淺灰綠色、 紫紅色凝灰質砂巖、 凝灰質含礫砂巖和凝灰質砂礫巖。 白音高老組二段出露廣泛, 主要位于研究區東部和南部,為一套中性火山熔巖夾火山碎屑巖組合, 巖性主要為深灰、 灰紫色安山巖、 角礫安山巖、 粗安巖、粗面巖、 安山質晶屑凝灰巖、 安山質晶屑熔結凝灰巖、 安山質火山角礫巖和安山質集塊火山角礫巖等。 白音高老組三段分布在洪浩爾必其早白堊世火山噴發盆地中部, 最為發育 (圖1b), 巖性主要為酸性熔巖和火山碎屑巖組合, 下部為淺灰、淺灰綠色凝灰質砂礫巖、 凝灰質含礫砂巖和凝灰質砂巖等。 上部為灰白色、 灰紫色流紋巖、 球粒流紋巖、 珍珠巖、 黑曜巖、 松脂巖、 流紋質巖屑晶屑凝灰巖、 流紋質晶屑熔結凝灰巖、 流紋質含角礫凝灰熔巖、 流紋質火山角礫巖和流紋質火山集塊巖等。 以夾石泡流紋巖、 球粒流紋巖、 珍珠巖、 黑曜巖、 松脂巖為明顯特征, 與底部一段呈整合接觸。 白音高老組一段、 二段和三段構成一個完整的沉積-火山噴發旋回。

圖2 高堯烏拉白音高老組火山巖剖面圖Fig.2 Profile of volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

表1 內蒙古高堯烏拉白音高老組火山巖實測剖面地層層序及韻律劃分Table 1 Stratigraphic sequence and rhythm classification of the measured section of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

3 巖石學特征

研究區白音高老組主要巖性特征如下:

粗安巖, 發育杏仁構造和氣孔狀構造(圖3a),斑狀結構(圖3b), 斑晶13%～22%, 主要由鉀長石(6%～10%)、 斜長石(3%～8%) 和角閃石(4%±)組成, 粒度0.5～6.0 mm, 大者達10 mm。 鉀長石主要呈半自形板狀, 為透長石, 表面較干凈; 斜長石呈半自形板條狀, 雜亂或似交織狀分布, 有時可見環帶結構, 聚片雙晶發育; 暗色礦物呈半自形—它形粒狀, 填隙狀分布于斜長石粒間。 基質78% ～87%, 主要由堿性長石(70%～75%) 微晶組成, 呈半自形板條狀, 近于平行排列, 少量斜長石和暗色礦物假象, 粒徑一般＜0.2 mm。

圖3 高堯烏拉白音高老組火山巖野外及顯微鏡下照片Fig.3 Outcrop photographs (left) and micrographs (right) of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

安山質熔結凝灰巖, 發育熔結凝灰結構, 假流紋構造, 巖石由晶屑 (10%)、 巖屑 (10% ～15%)、 玻屑 (10%) 及火山塵 (65% ～70%) 組成。 晶屑由斜長石和少量石英組成, 呈棱角狀,略顯方向性排列。 巖屑以剛性為主、 塑性次之,大小一般以2 ～12 mm 為主。 其成分主要為流紋巖、安山巖、 凝灰巖等。 塑性晶屑呈細長帶狀。 玻屑多已壓扁拉長, 呈蚯蚓狀、 腸狀、 線紋狀等, 局部仍可見弧面多角狀、 雞骨狀、 弓狀等。

流紋巖, 灰白色、 淺紫色, 具有典型的流紋構造 (圖3c、 3d), 少斑結構, 基質霏細結構、 微晶結構。 斑晶由石英組成, 呈它形粒狀, 粒度一般為0.5 ～1.0 mm, 零星分布, 具熔蝕狀外貌。 基質由長英質組成, 高嶺土化、 褐鐵礦化明顯。 長英質呈條帶狀定向排列, 少數長英質呈微晶狀,二者各自組成條帶, 相間排列構成流紋構造和紋層狀構造, 遇斑晶則繞過。

球粒流紋巖, 灰白色, 局部顯紫色色調, 少斑結構—基質球粒結構, 具流紋構造 (圖3e)。 鏡下特征: 巖石由斑晶 (2%～3%)、 基質 (＞95%)組成。 斑晶由斜長石假像組成, 半自形板狀, 粒徑一般0.3 ～1.3 mm, 零星分布, 強粘土化, 局部硅化, 呈假象產出。 基質由長英質組成, 多指紋狀交生, 球粒狀產出, 圓球狀外形, 大小一般0.1 ～0.8 mm, 相對富集呈條紋條帶狀產出 (圖3f), 少部分呈柱狀、 扇狀、 集合體條紋狀產出, 少數長英質呈纖維狀, 集合體放射球粒狀產出, 圓球狀外形, 集合體一般＜0.4 mm, 不同結構長英質各自相對富集呈條紋條帶狀相間分布, 形成流紋構造,另見少數微粒狀石英填隙狀分布于文象交生體、球粒間, 長英質不均勻粘土化, 局部硅化、 褐鐵礦化。

黑曜巖, 灰黑色, 少斑—基質玻璃質結構,塊狀構造 (圖3g)。 薄片鏡下特征: 巖石由5%～10%的斑晶、 90%～95%的基質組成。 斑晶由3%～8%斜長石、 2%左右的黑云母構成, 雜亂分布, 斑晶粒度一般在0.5 ～1.5 mm 之間; 斜長石呈板狀,自形程度為半自形, 具聚片雙晶、 較少部分可見環帶構造; 黑云母呈葉片狀, 呈棕色, 少部分暗化。 基質由玻璃質構成, 無色, 大部分可見裂理,少量鐵質沿其裂理分布 (圖3h)。

流紋質晶屑凝灰巖, 呈灰紫色, 凝灰結構,塊狀構造, 巖石由晶屑 (25%)、 巖屑 (10%)、玻屑和火山灰 (65%) 組成。 晶屑由石英、 斜長石、 鉀長石等組成, 大小一般為0.1 ～2.0 mm, 少數粒度為2 ～3 mm, 雜亂分布, 呈棱角狀—次棱角狀。 巖屑以剛性為主, 大小以0.5 ～2.0 mm 的凝灰物為主, 少數為2 ～4 mm 的火山角礫。 剛性巖屑呈次棱角狀, 成分為流紋巖、 安山巖等。 玻屑外形已基本消失, 部分隱約可見弧面多角狀外形, 現已脫玻為隱晶狀、 霏細狀長英質, 粘土化明顯。

4 火山作用特征

路線調查和剖面測制 (圖2, 表1) 顯示, 研究區火山巖相主要為爆發相、 侵出相、 溢流相、火山通道相、 潛火山相及噴發-沉積相, 其中爆發相進一步劃分為空落堆積相、 碎屑流堆積相和崩落堆積相, 在白音高老組二段和三段中均有發育。崩落堆積相出露較少, 主要分布于火山口附近,碎屑流堆積相、 空落堆積相和噴溢相自火山口向外呈環狀、 弧狀分布; 侵出相主要分布于火山口附近, 潛火山相主要呈巖榴和巖脈分布于火山機構的中心部位和外圍, 多呈環狀、 放射狀、 帶狀巖脈 (體) 分布。 其空間展布明顯受火山構造及環狀、 輻射狀斷裂控制, 與圍巖呈侵入接觸。 噴發-沉積相廣泛分布于火山盆地的邊部。

據 《火山巖地區區域地質調查方法指南》 (區域地質礦產地質司, 1987) 和 《 “火山構造-巖性巖相-火山地層” 填圖方法研究報告》 (盧清地,2004) 中火山構造的劃分原則, 結合測區地質構造、 地層、 巖性巖相及火山構造空間分布特征,將測區火山構造劃分出1 個Ⅳ級火山構造——洪浩爾必其早白堊世火山噴發盆地, 12 個Ⅴ級火山機構 (層狀火山、 破火山、 火山噴發中心) (圖1b)。其中, 白音高老組二段出露的Ⅴ級火山機構主要分布在火山噴發盆地的外圍, 研究區的東部和東南部, 自北向南分別為: 高堯烏拉東破火山、 烏拉蓋水庫東層狀火山和958 高地層狀火山; 白音高老組三段出露的Ⅴ級火山機構在研究區分布較廣泛, 自北向南分別為: 1036 高地破火山、 喇敏溫多爾破火山、 高堯烏拉破火山、 沙爾必其破火山、991 高地破火山、 1029 高地破火山、 1064 高地破火山、 干其敖包特破火山和浩勒包破火山。 火山構造空間組合方式為串珠狀和疊置式。

5 分析方法

高堯烏拉白音高老組二段粗安巖和三段流紋巖的主量、 微量元素分析測試均在河北省區域地質礦產調查研究所實驗室完成。 主量元素分析采用Panalytical 公司PW440 型X 熒光光譜儀 (XRF)測定, 分析誤差低于5%; 微量和稀土元素采用Thermo Fisher 公司X-Se-risep 型電感耦合等離子質譜儀 (ICP-MS) 測定, 分析精度和準確度一般優于5%。 鋯石分選在河北省區域地質礦產調查研究所實驗室完成, 采用重液浮選和電磁分離方法進行挑選, 在雙目鏡下對分選出的鋯石進行人工挑選, 盡量挑選無包裹體、 無裂紋和透明度高、 晶形完好的鋯石顆粒作為測定對象。 鋯石陰極發光(CL) 圖像分析由北京鋯年領航科技有限公司的高分辨熱場發射能譜陰極發光室 (SEM-EDS-CL) 完成。 鋯石原位U-Pb 同位素年齡分析在中國地質調查局天津地質調查中心實驗測試室完成, 鋯石定年所用儀器為 Thermo Fisher 公司Neptune 型MCICP-MS 及與之配套的New Wave UP 193 激光剝蝕系統。 激光剝蝕斑束直徑為32 μm, 激光剝蝕樣品的深度為20 ～40 μm, 鋯石年齡計算采用國際上通用的標準鋯石GJ-1 作為外標, 元素含量采用美國國家標準物質局人工合成硅酸鹽玻璃NIST SRM610作為外標,29Si 作為內標元素進行校正。 數據處理采用ICPMSDataCal 8.4 程序 (Liu et al. , 2008),并采用 Andersen (2002) 方法對測試數據進行普通鉛校正, 年齡計算及諧和圖繪制采用ISOPLOT(3.0 版)(Ludwig, 1991, 2003; Yuan et al., 2004)完成。

6 分析結果

6.1 鋯石U-Pb 同位素

對高堯烏拉白音高老組二段的1 件粗安巖樣品(TW9846) 和三段的1 件流紋巖樣品 (TW9850) 進行了LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 同位素分析。 粗安巖(TW9846) 樣品共選取21 粒鋯石進行測定, CL 圖像(圖4a) 顯示粗安巖樣品的鋯石多呈透明, 半自形—自形長柱狀, 長寬比1 ∶1 ～2 ∶1, 鋯石粒度較小, 粒徑多 在40 ～80 μm 之 間, 陰極發光圖像(CL) 顯示部分鋯石環帶發育欠佳, 內部無殘留核,外部無變質邊, 具有中性巖漿鋯石特征 (Su et al.,2008; 李長民, 2009; 劉建輝等, 2011)。 從表2 中可以看出, 21 個測點Th 和U 的含量分別為78×l0-6～270×l0-6和337×l0-6～864×l0-6, Th/U 比值變化較小(Th/U=0.21～0.36), 比值均大于0.2, Th 和U 具有良好的正相關關系, 屬于巖漿鋯石特征 (Claesson et al., 2000; Belousova et al., 2002)。 LA-ICP-MS鋯石U-Pb 定年結果顯示(表2), 21 個測點的諧和度均較高,206Pb/238U 年齡值為125±1～134±2 Ma, 21個數據點均落在諧和線上或其附近 (圖 5a), 加權平均年齡為128.2±0.9 Ma (MSWD=4.1; 圖5b),認為可以代表粗安巖的結晶年齡。

圖4 內蒙古東烏旗高堯烏拉白音高老組二段粗安巖和三段流紋巖鋯石陰極發光代表圖像Fig.4 Representative cathodoluminescent (CL) images of zircons for the trachyandesites and rhyolites from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

流紋巖 (TW9850) 樣品的鋯石多呈透明, 半自形—自形長柱狀, 長寬比1 ∶1 ～3 ∶1, 鋯石粒徑多在40 ～80 μm 之間, 鋯石陰極發光圖像 (CL)顯示大部分鋯石粒度較小且振蕩環帶欠發育, 內部無殘留核, 外部無變質邊 (圖4b), 具酸性巖漿巖鋯石的特征 (Su et al. , 2008; 李長民, 2009;劉建輝等, 2011)。 從表2 中可以看出, 17 個測點Th 和U 含量變化范圍分別為99×l0-6～281×l0-6和343×l0-6～854×l0-6, 17 個測點Th/U 比值變化較小(Th/U=0.22 ～0.43), 均大于0.2, 屬于巖漿鋯石特征 (Claesson et al. , 2000)。 LA-ICP-MS 鋯石UPb 定年結果 (表2) 顯示, 17 個測點的諧和度均較高,206Pb/238U 年齡為123±1 ～128±1 Ma, 大多數測點落在諧和線及其附近 (圖5c), 加權平均年齡為125.5±0.5 Ma (MSWD=1.01; 圖5d), 認為可以代表流紋巖的結晶年齡。

表2 高堯烏拉白音高老組二段粗安巖和三段流紋巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 同位素分析結果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic analysis of the trachyandesites and rhyolites from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

6.2 地球化學特征

此次分別選取了高堯烏拉白音高老組二段5 件粗安巖和三段5 件流紋巖樣品, 進行了主量元素、微量元素和稀土元素的分析, 分析結果見表3。

從表3 中可以看出, 白音高老組二段粗安巖樣品SiO2含量為57.45% ～64.11%, 平均值為61.37%;CaO 含量為1.15%～4.53%, 平均2.32%; Ti2O 含量較低, 為0.48%～1.63%, 平均1.00%; MgO 含量為0.68% ～1.03%; Mg#中等, 在21.94 ～32.43之間; Al2O3含量高, 為15.80% ～24.32%, 平均19.38%; 全 堿 (K2O + Na2O) 含量為 7.47% ～8.82%, 平均8.07%。 Al2O3的摩爾數與CaO, Na2O和K2O 的摩爾數之和的比值 (A/CNK) 在0.93 ～2.01 之間, 平均為1.36, 屬于準鋁質—弱過鋁質巖石。 在TAS 火山巖分類圖解 (圖6) 中, 樣品點落在粗面巖和粗面安山巖區; 在SiO2-K2O 圖(圖7) 中, 樣品點落入高鉀鈣堿性系列和鉀玄巖系列; 在A/CNK-A/NK 圖解 (圖8) 中, 樣品點落在準鋁質—過鋁質巖石系列。 三段流紋巖樣品,富硅 ( SiO2含量 76.02% ～77.87%, 平 均 值76.67%), 富鉀(4.46%～4.81%, 平均值4.65%),富堿 (K2O+Na2O 含量為8.02% ～8.46%, 平均值8.29%), 貧CaO (0.43%～0.96%, 平均值0.56%),貧MgO (0.07%～0.15%, 平均值0.1%), 貧P2O5(0.02%～0.03%, 平均值0.02%) 和TiO2(0.05%～0.06%, 平均值 0.06%); Al2O3 含量較低, 為11.55%～12.71%, 平均12.34%; A/CNK 在0.96 ～1.06 之間, 平均為1.02, 屬于準鋁質—弱過鋁質巖石。 在TAS 火山巖分類圖解 (圖6) 中, 樣品點落在流紋巖區; 在SiO2-K2O 圖 (圖7) 中, 樣品點落入高鉀鈣堿性系列; 在A/CNK-A/NK 圖解(圖8) 中, 樣品點落在準鋁質—過鋁質巖石系列。

白音高老組三段流紋巖表現出較高的 (Na2O+K2O) /CaO (8.81 ～19.63, 平均值16.16), K2O/MgO (31.67 ～63.71, 平均值49.69),TFeO/MgO(3.60 ～14.51, 平均值9.43) 以及較高的微量元素Rb/Nb 和Y/Nb 值。

圖5 鋯石U-Pb 年齡諧和圖和直方圖Fig.5 Zircon U-Pb concordia diagrams and histograms

從表3 中可以看出: 二段粗安巖稀土元素豐度較高, 稀土總量Σ REE 為126.55×10-6～164.38×10-6平均值為145.33×10-6; LREE/HREE 比值為5.87～7.88, 輕重稀土分異明顯; (La/Yb)N=5.20 ～7.89, 平均值為6.54, 球粒隕石標準化稀土配分曲線 (圖9a) 呈輕稀土富集、 重稀土輕度虧損的緩慢右傾形式, Eu 負異常不明顯 (δEu = 0.63 ～0.93); 原始地幔標準化蜘蛛圖顯示大離子親石元素 (LILE) Rb, K 及高場強元素 (HFSE) Th, U富集, 高場強元素 (HFSE) Nb, Ta, Ti 和P 相對虧損的特征 (圖9b)。 三段流紋巖稀土元素豐度較高, 稀土總量Σ REE 為100.45×10-6～170.04×10-6, 平均值為133.66×10-6; LREE/HREE 比值為6.52 ～9.51, 平均值為7.8; 球粒隕石標準化稀土配分曲線 (圖9c) 呈海鷗式分布, 輕稀土富集右傾, 輕重稀土分餾較明顯, (La/Yb)N=6.10 ～9.15, 平均值為7.66, Eu 負異常明顯,δEu 為0.20 ～0.29, 說明源區巖漿分離結晶過程中斜長石大量晶出或存在斜長石結晶作用殘留; 原始地幔標準化蜘蛛圖(圖9d) 顯示了大離子親石元素 (LILE)Rb, K 和Th, U 富集明顯; 并具有明顯的高場強元素(HFSE) Ti, Nb, Ta 和Sr, P 虧損的特征。

表3 高堯烏拉白音高老組二段粗安巖和三段流紋巖主量元素 (%) 和微量元素 (×10-6) 分析結果Table 3 Major (wt%) and trace (×10-6) element analysis results of the trachyandesites and rhyolites from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

圖6 高堯烏拉白音高老組火山巖TAS 分類圖Fig.6 TAS diagram of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

圖7 高堯烏拉白音高老組火山巖SiO2-K2O 分類圖解Fig.7 SiO2 vs K2O classification diagram of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

圖8 高堯烏拉白音高老組火山巖A/CNK-A/NK 圖Fig.8 A/CNK-A/NK diagram of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

7 討論

7.1 形成時代及巖漿序列

新劃分的高堯烏拉白音高老組二段粗安巖和三段流紋巖中LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡分為128.22±0.93 Ma 和125.47±0.48 Ma。 CL 圖 像(圖4) 顯示鋯石均具有典型巖漿成因特征, 因此該組年齡分別代表了白音高老組二段和三段的形成時代, 指示高堯烏拉白音高老組形成于早白堊世。

受測試手段限制, 早期研究者對白音高老組火山巖形成時代的認識與近年來的研究成果有較大差異, 如 《內蒙古地質志》 (1991) 將白音高老組置于晚侏羅世; 李文國 (1996) 在對大興安嶺晚中生代火山巖地層進行厘定的過程中, 利用地層學的理論與方法將白音高老組劃入晚侏羅世。而近年來發表的大興安嶺地區白音高老組火山巖鋯石U-Pb 年齡主要集中在134 ～122 Ma, 顯示其形成時代為早白堊世, 如林敏 (2018) 獲得內蒙古德莫哈達盆地白音高老組火山巖鋯石U-Pb 年齡為128 ～125 Ma, 司秋亮等 (2016) 獲得大興安嶺柴河白音高老組流紋巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡為129 ～137 Ma, 張樂彤等 (2015) 獲得大興安嶺中段白音高老組火山巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡為131 Ma。 白音高老組火山巖形成時代認識上存在分歧的主要原因是前期部分學者地層劃分主要依據區域地層對比、 巖石組合特征和化石資料,但是火山巖沉積夾層中的植物化石碎片往往不具備確切的定年依據, 缺乏高精度的年代學約束。文章通過詳細系統的野外調查、 火山巖地層學和高精度年代學研究, 新獲得的二段粗安巖和三段流紋巖的鋯石U-Pb 年齡 (128.2±0.9 Ma, 125.5±0.5 Ma), 與近年來發表的大興安嶺地區白音高老組火山巖鋯石U-Pb 年齡 (134 ～122 Ma) 相一致,進一步限定了白音高老組火山巖形成于早白堊世。二段粗安巖和三段流紋巖的鋯石U-Pb 年齡分別為128.2±0.9 Ma 和125.5±0.5 Ma, 也進一步顯示了早白堊世巖漿序列具有從中性到酸性演化的特點。

圖9 高堯烏拉白音高老組火山巖稀土元素及微量元素特征Fig.9 Distribution pattern of rare earth elements and trace elements of the volcanic rocks from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

7.2 構造背景

高堯烏拉白音高老組二段發育粗安巖和粗面巖。 關于粗面巖和粗安巖的成因, 目前主要有兩種觀點: ①下地殼或富集地幔的部分熔融 (李曉勇等, 2004; 章邦桐等, 2011), 熱源可能為伸展條件下的巖漿底侵作用; ②玄武質巖漿的貢獻,加上中地殼混染 (汪洋等, 2009)。 如上所述, 白音高老組二段粗安巖富堿、 高K2O/Na2O 比值、TiO2含量低、 Al2O3含量高, 強烈富集大離子親石元素 (LILE; 如Rb, Ba, Th, U 等) 和輕稀土元素 (LREE), 相對虧損Nb, Ta 和Ti 等高場強元素(HFSE), 表明白音高老組二段粗安巖來源于俯沖板片釋放的流體交代的巖石圈地幔 (章邦桐等,2011; 張祥信等, 2016), 而不是由板內洋島玄武巖 (OIB) 或大洋中脊玄武巖 (MORB) 成分的巖漿經歷陸殼混染的結果。 區域上SSZ 型蛇綠巖的分布表明興蒙造山帶在晚古生代發生了多期洋殼俯沖事件 ( 李英杰等, 2012; Li et al. , 2018,2020), 交代組分主要來源于古亞洲洋閉合期間俯沖板片釋放的流體。 關于其形成的大地構造環境,如上所述, 白音高老組二段粗安巖顯示Ta-Nb-Ti負異常、 Sr 和P 負異常, 具顯著的Pb 峰和Zr, Hf正異常。 Eu 輕微負異常 (δEu= 0.63 ～0.93)、 富集LILE 和LREE, 微量元素分布形式與板內玄武巖較一致, 與美國西部盆嶺區新生代火山巖地球化學特征相似, 是在巖石圈伸展和減薄過程中為俯沖板片流體交代的巖石圈地幔減壓部分熔融形成的 (Zhang et al. , 2008b; Ying et al, 2010)。 區域古地磁和地質資料指示, 早白堊世區域構造環境為拉張環境 (Metelkin et al. , 2010; Cocks and Torsvik, 2013)。 因此, 伸展作用觸發先前俯沖板片釋放流體交代的富集巖石圈地幔發生減壓部分熔融, 應是本區白音高老組二段粗安巖的成因。

高堯烏拉白音高老組三段流紋巖富硅、 鉀、 堿,貧Al2O3, MgO, CaO, P2O5, TiO2, Sr, Ba, Eu,Ti 和P, 具有較高的 (Na2O+K2O) /CaO,TFeO/MgO 和K2O/MgO 值, 相對富集Rb, Th, K, Ta,Hf 和Y, 稀土元素配分曲線為 “海鷗式”, 具明顯負Eu 異常, 其地球化學屬性符合 “A 型” 花崗巖的地球化學特征 (孫德有等, 2005; 張旗等,2012; 張旗, 2013)。 在 (Y+Nb) -Rb, Y-Nb 圖解(圖10) 中, 流紋巖樣品點都落入后碰撞花崗巖的范圍內。 在A 型花崗巖三角形判別圖 (圖11) 中,巖石樣品點均落入A2型花崗巖區域, 指示造山后的伸展拉張構造環境。

圖10 高堯烏拉白音高老組流紋巖構造環境判別圖解Fig.10 Discrimination diagrams showing the tectonic environment of the rhyolites from the Baiyin’gaolao Formation, Gaoyaowula

圖11 A1 和A2 型花崗巖類三角形判別圖解 (Eby, 1992)Fig.11 Triangular discriminant diagrams for the A1- and A2-type granitoids (Eby, 1992)

隨著對中亞造山帶東段內蒙中部地區俯沖增生雜巖、 島弧巖漿巖、 后造山型花崗巖類等巖石學、 地球化學、 年代學、 古生物學等研究的不斷深入, 越來越多的地質資料揭示, 華北板塊與西伯利亞板塊最終碰撞造山縫合的時間為二疊紀末至中三疊世 (Xiao et al. , 2009, 2015b, 2018;Pei et al. , 2018)。 對于中亞造山帶東段進入后造山伸展拉張階段的時限和大興安嶺中生代火山巖形成的構造環境的研究存在爭論。 Miao et al.(2008) 和孫德有等 (2004) 認為, 中亞造山帶東段后造山巖漿作用起始于中晚三疊世; 劉紅濤等(2002) 系統地研究了華北北緣的中生代花崗巖類, 認為160 Ma 以前的中生代早中期, 區域巖石圈仍處于碰撞后前期的強烈加厚的過程之中,150 ～110 Ma 為后造山伸展拉張階段的晚期巖石圈強烈伸展拉張時期, 之后在110 Ma 左右演化為板內非造山階段; 滕超等 (2019) 認為, 小烏蘭溝早白堊世A2型花崗巖形成于蒙古-鄂霍茨克洋閉合造山后的巖石圈伸展構造環境。

已有研究對大興安嶺中生代火山巖形成的構造環境分歧較大, 目前主要有以下幾種觀點:①葛文春等 (2000) 認為其形成與地幔柱上涌導致上覆巖石圈伸展作用有關; ②李可等 (2012)、張祥信等 (2016) 認為與蒙古-鄂霍茨克洋閉合造山后的伸展構造背景有關; ③譚皓元等 (2017)認為其形成與古太平洋板塊俯沖于歐亞大陸之下的弧后伸展環境有關。 地幔熱柱模式具有火山巖呈環狀分布的特征, 但經已有研究發現大興安嶺地區并不存在環狀火山巖帶。 而且, 與地幔熱柱作用有關的巖漿作用持續時間比較短 (莫宣學等,2003; 程天赦等, 2012); 然而實際上從侏羅紀到白堊紀都有火山巖的形成, 跨越了較長的時間,所以不能用地幔熱柱的模式來解釋。 中國東部大規模巖漿活動主要在早侏羅—早白堊世 (188 ～125 Ma), 而古太平洋板塊從三疊紀—早白堊世(125 Ma 以前) 大體是南北向擴張的, 只有在125 ～100 Ma 和43 Ma 至今的兩段時間內是向西俯沖的, 因此, 早白堊世 (125 Ma) 以前在大興安嶺發生的巖漿活動均與古太平洋板塊的俯沖無關(張旗, 2018)。 研究表明, 華北板塊與西伯利亞板塊在二疊紀末至中三疊世最終碰撞縫合 (Xiao et al. , 2009, 2015b, 2018; Pei et al. , 2018), 中亞造山帶東段在中新生代主要受蒙古-鄂霍茨克洋及古太平洋板塊俯沖過程的疊加 (Zuza and Yin,2017; 張岳橋和董樹文, 2019)。 三疊世至早侏羅世, 蒙古-鄂霍茨克洋處于陸陸碰撞造山階段, 中晚侏羅世至早白堊世處于碰撞造山后伸展垮塌階段 (佘宏全等, 2012), 產生了大量侏羅—白堊紀巖漿巖。 因此, 大興安嶺大面積分布的晚中生代火山巖的形成可能與蒙古-鄂霍次克洋的閉合及閉合后的伸展構造環境有關。

由此推測, 內蒙古高堯烏拉在128 ～125 Ma 處于造山后巖石圈伸展作用階段, 白音高老組火山巖可能形成于蒙古-鄂霍次克洋閉合造山后的伸展構造環境中。

8 結論

(1) 1 ∶50000 區域地質調查系統的路線調查、實測剖面和巖石學研究顯示, 高堯烏拉白音高老組劃分為3 個巖性段, 一段為火山碎屑沉積巖, 二段為中性熔巖夾火山碎屑巖, 三段為酸性熔巖和酸性火山碎屑巖組合, 構成一個完整的沉積-噴發旋回。 早期至晚期巖漿具有由中性向酸性演化的特征。

(2) 新獲得高堯烏拉白音高老組二段粗安巖和三段流紋巖的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡分別為128.2±0.9 Ma 和125.5±0.5 Ma, 表明其形成時代為早白堊世。

(3) 高堯烏拉白音高老組劃分出爆發相、 侵出相、 溢流相、 火山通道相、 噴發-沉積相及潛火山相, 其中爆發相進一步劃分為空落堆積相、 碎屑流堆積相和崩落堆積相; 根據火山巖巖性-巖相-火山機構的研究, 將研究區火山構造劃分出1個Ⅳ級火山噴發盆地和12 個Ⅴ級火山機構。

(4) 高堯烏拉白音高老組三段流紋巖具有A2型花崗巖的特征, 指示該區早白堊世火山巖形成于伸展構造環境。

致謝:本文在野外調查和寫作過程中得到中國地質調查局天津地質調查中心谷永昌、 劉永順的指導和幫助; 審稿專家提出了建設性的修改意見, 在此一并表示衷心的感謝!