大兴安岭东沟营林站地区中酸性火山岩成因分析

大兴安岭东沟营林站地区中酸性火山岩成因分析

兴安火山岩带位于兴蒙造山带北部，形成于早侏罗世至早白垩世，主要由中酸性和酸性火山岩组成。它向西延伸至蒙古和俄罗斯。它是东亚大陆边缘巨大火山岩带的重要组成部分。它通常呈北东向东延伸。这是典型的陆相火山岩喷发产物，也是中国东北所有火山岩活动的最终产物。晚古生代以来,该区经历了东西向古生代古亚洲构造成矿域与北北东向中新生代环太平洋构造成矿域两个全球性构造成矿域强烈叠加、复合、转换,正是因为这种转换过程,造成了该区多块体、多阶段演化的特点。大兴安岭火山岩带大致以北纬47°20′为界分为南北两区,在岩石组合、岩石类型及化学成分上南区和北区存在着明显的差异,暗示着南区和北区火山岩的成因及形成的大地构造背景不同。近年来,在该火山岩带上发现了多块体拼合的特殊地质构造及大量大型、超大型多金属矿床。研究区东沟营林站地理坐标为:东经122°15′～122°45′,北纬48°20′～48°40′,属于大兴安岭火山岩带北部。大兴安岭火山喷发带北段位于额尔古纳地块中部。本区中生代火山岩浆作用强烈,广泛分布晚侏罗世-早白垩世陆相中基性、中酸性火山岩和火山沉积地层。迄今涉及本区的地质工作很少,研究程度较低,主要的地质资料有黑龙江省地质区域测量第二队一分队1976年做的布特哈旗幅1∶20万区域地质调查和内蒙古自治区地质调查院2006年做的扎兰屯市幅1∶25万区域地质调查,这些资料都仅限于宏观上的地质概述,未深入研究区内中生代火山岩的特征、来源等。因此,笔者就该区的中生代火山岩地质地球化学特征进行研究,以揭示其形成机制,分析其构造环境,为该区成矿研究提供岩石学依据,对下一步的找矿工作提供基础。1晚侏罗世火山岩东沟营林站地区位于内蒙古自治区呼伦贝尔盟东北部,为大兴安岭北段东坡,具备了较好的成矿地质条件。区内地层以中生代陆相基性-酸性火山地层为主,其次为古生界地层。地层从老到新依次为:古生界奥陶系铜山组(O1t)、多宝山组(O2d)、裸河组(O3l);泥盆系大民山组(D3d);侏罗系满克头鄂博组(J3m)、玛尼吐组(J3mn)、白音高老组(J3b);第四系全新统松散堆积物(Qhpal、Qhdl)。区内侵入岩体包括从晚古生代到中生代不同时期岩浆作用所形成的中浅成岩体和大量岩脉,分布在该区中部地区,主要有晚石炭世的中粒(似斑状)黑云母二长花岗岩,三叠纪和晚侏罗世的细-中粒黑云母二长花岗岩,早白垩世的晶洞文象花岗岩、中细粒角闪石英正长岩、中细粒闪长岩和晚白垩世的花岗斑岩等。中生代火山作用在区内占据最为重要的地位,晚侏罗世火山岩浆作用最为强烈,根据本区野外实测剖面,对比内蒙古自治区区域地质志,自下而上发育满克头鄂博组、玛尼吐组、白音高老组。晚侏罗世火山岩在本区的北部、西部、南部大面积连续分布,约占本区总面积的45%(图1),火山岩岩石类型有熔岩、火山碎屑岩,岩性主要为中酸性到酸性。其中,满克头鄂博组主要有流纹质、英安质火山碎屑岩,火山-碎屑沉积岩、英安岩、流纹岩、火山角砾岩等;玛尼吐组主要有安山岩、流纹质凝灰岩、凝灰熔岩等;白音高老组主要有流纹岩、流纹质火山碎屑岩等。除此之外,还有少量的古生代中酸性火山岩,主要分布在东北部的哈德乌努高地附近、中部的秧草沟两侧、东南角的牛营子沟附近等地。其中,下奥陶统铜山组主要有安山岩、英安质凝灰熔岩,中奥陶统多宝山组主要有安山岩、英安岩、安山质凝灰熔岩、安山质凝灰岩,上泥盆统大民山组主要有安山岩、安山质火山角砾熔岩、流纹质凝灰岩、凝灰熔岩等。本区晚侏罗世火山岩与内蒙古自治区区域地质志中大兴安岭南部火山岩发育层序和岩性组合一致,为同期形成的产物。对J3m,J3mn,J3b火山岩的Rb-Sr全岩等时年龄测试结果表明,满克头鄂博组和玛尼吐组火山岩的大致年龄分别为161,138Ma。本区断裂和褶皱构造非常发育,北东向-北北东向断裂是区内的主构造,奠定了本区的主体构造格架,北西、近南北或近东西向断裂与之配套,构成了网格状断裂构造格局。褶皱主要有元古宇褶皱构造、古生代褶皱构造和中生代褶皱构造。元古宇褶皱构造形迹在区内基本被后期盖层覆盖而难以直接观察,古生代褶皱变形较为发育,主要表现为下奥陶统铜山组、中奥陶统多宝山组、中上泥盆统大民山组等地层中的宽缓褶皱。本区总体表现为一个大型复式背斜构造,是区域上喜桂图旗复背斜的一部分。区内由穿心岗-哈德乌努1个背斜构造和3个向斜构造组成,枢纽总体走向北东,北东段有转向北北东的趋势,总体形态为宽缓型。中生代本区主要受滨太平洋构造域影响,形成一系列北东向断裂控制的断陷盆地。2岩石学特征2.1流纹岩岩石学特征满克头鄂博组熔岩类主要有英安岩和流纹岩,粗面岩偶见。英安岩多呈浅肉红色、青灰色、灰黑色、紫色,具厚-中层状、流状构造,局部见石泡构造(图2-A),发育微粒斑状结构,斑晶主要为斜长石、透长石和少量黑云母,斜长石(φB)占5%～30%,粒度为1～3mm,还有小部分的岩石发生了硅化和绿泥石化,基质为玻质霏细结构,由霏细斜长石和石英、火山玻璃及少量微粒磁铁矿和磷灰石等组成。流纹岩多呈青灰色、灰色,多具块状、厚层状构造。岩石一般发育斑状结构,斑晶为斜长石、石英,少量透长石和黑云母,斑晶呈自形板条状,部分颗粒呈碎屑状,粒径0.2～1.5mm,在不同地段差别较大,发育聚片双晶,常见正环带,部分颗粒发生伊利石化。部分地段出露的流纹岩中长石斑晶存在顺层排列现象,局部还可见少量碎屑物定向拉长的现象,使岩石显示流状构造以及流纹构造(图2-B)。火山碎屑岩类主要有流纹质熔结凝灰岩、流纹质凝灰岩、英安质凝灰熔岩、火山角砾岩等。流纹质熔结凝灰岩多呈灰白色、灰色、灰绿色,显示明显的流状构造(图2-C)。岩石发育熔结凝灰结构,火山碎屑物一般为火山灰级,少数可达火山砾级。火山灰以晶屑和岩屑为主,晶屑体积分数为20%～50%,粒度为1～2mm,主要由石英和钾长石构成。岩屑体积分数为5%～20%,粒度为1～2mm,多呈碎屑状,由英安岩和凝灰岩构成,偶见石英砂岩和花岗岩。流纹质凝灰岩多呈灰色、灰绿色、灰白色,受绿泥石化影响可呈浅绿色,层理构造极少见到。岩石发育凝灰结构,火山灰以晶屑、岩屑为主,晶屑粒度为1～2mm,由钾长石和少量石英构成。岩屑粒度为1～4mm,多呈碎屑状,也可呈不规则多边形,由英安岩、凝灰岩和少量粗面岩构成。英安质凝灰熔岩多呈灰色、浅肉红色、灰白色、浅紫色,岩石发育碎屑熔岩结构,火山碎屑以晶屑、岩屑为主,还有少量的角砾,晶屑体积分数为15%～25%,粒度为1～2mm;岩屑体积分数为10%～20%,粒度为1～2mm,极少数达到3mm;角砾体积分数约为5%,粒度为2～5mm。火山角砾岩呈灰绿色、灰色、浅红色、青灰色,块状构造,火山角砾结构,角砾成分复杂,体积分数为35%～60%,粒度为2～11mm。该组还有少量沉积凝灰岩,块状构造,沉凝灰结构,火山碎屑物有明显的定向排列。2.2岩石学和矿物学特征玛尼吐组熔岩类主要为安山岩,但由于长石含量变化比较大,在TAS图解中部分落入到玄武质粗面安山岩和粗面安山岩区。安山岩多呈灰黑色、灰色,具厚-中层状构造,发育斑状结构,斑晶为斜长石以及少量透长石和角闪石。斜长石斑晶(图2-D)呈自形板状,粒径为1～3mm,发育钠长石式双晶和正环带。透长石呈近等轴的板状,粒径为0.8～3.0mm,透明性好,发育卡斯巴双晶,可见泥化现象。角闪石粒径为0.5～2.0mm,呈长柱状,一般发育暗化边。基质发育玻质霏细结构(图2-E),由微晶斜长石和火山玻璃组成,二者多发生高岭石化和绢云母化。火山碎屑岩类主要为流纹质凝灰岩。岩石呈灰色,灰白色,具块状、厚层状、中层状构造,发育凝灰结构,火山碎屑物粒度为0.5～3.0mm,以火山灰级碎屑为主。流纹质凝灰岩火山碎屑以晶屑为主,晶屑由斜长石及少量透长石和石英构成。2.3特征岩石组成特征白音高老组熔岩类主要为流纹岩。岩石多呈灰色、浅肉红色,具块状、厚层状构造,部分地段杏仁构造(图2-F)发育,杏仁体可占岩石体积的5%。杏仁体多为球形,粒径较大者为1mm左右,部分杏仁由微细粒石英组成,其余由微细粒石英和绿泥石共同组成。岩石发育斑状结构,斑晶以斜长石为主,另有少量透长石、石英、黑云母,斜长石斑晶呈长板状,粒度为1～2mm。流纹岩的基质发育玻基霏细结构和含球粒霏细结构。部分层位的火山熔岩发育弱的流状构造或流纹构造,斑晶矿物显示定向特征。白音高老期火山熔岩蚀变较为普遍,蚀变类型主要包括绿泥石化和绢云母化,也存在绿帘石化和伊利石化。火山碎屑岩类主要有流纹质火山角砾岩和流纹质凝灰岩。流纹质火山角砾岩多呈灰白色、灰褐色、灰黑色,还有少部分由于绿泥石化而呈浅绿色。岩石显示块状构造,发育火山角砾结构,火山砾呈棱角状或次棱角状,粒度为2～6mm,主要由英安岩和凝灰岩构成。流纹质凝灰岩多呈灰白色、灰褐色,块状构造,火山碎屑结构,火山碎屑物以岩屑、晶屑为主,还含有少量的角砾,粒度为3～6mm,岩屑多呈棱角状、不规则长方形、纺锤状,粒度为0.5～2.0mm,晶屑主要为斜长石,较自形板状,胶结物为火山灰。3岩石的化学特征3.1稀土元素测试主量元素测试由宜昌地质矿产研究所使用X射线荧光光谱仪XEF-1500完成,微量元素和稀土元素测试均由中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室,利用酸溶法将样品制备好后,在ICP-MSElementⅡ仪器上完成。主量、稀土和微量元素分析结果见表1。3.2晚侏罗世旋回火山岩岩石化学特征满克头鄂博组火山岩的w(SiO2)为67.23%～74.82%,富碱[w(K2O+Na2O)平均为8.68%],并具有高铝[w(Al2O3)为13.35%～19.93%]、高钾[w(K2O)平均为3.35%～4.66%]等特点。岩石成分主要落于流纹岩区,部分落于粗面岩和英安岩区(图3)。该组样品的化学分析结果与室内薄片鉴定结果基本一致。玛尼吐组火山岩的w(SiO2)变化较大,介于53.72%～69.15%之间,富碱[w(K2O+Na2O)平均为7.5%],并具有高铝[w(Al2O3)=15.68%～19.76%]等特点,岩石成分落于流纹岩区、玄武质粗面安山岩区和粗面安山岩区(图3)。该组样品的化学分析结果与室内薄片鉴定结果也基本一致。白音高老组火山岩的w(SiO2)为69.69%～72.08%,富碱[w(K2O+Na2O)平均为8.36%],并具有高钾[w(K2O)=3.71%～3.97%]、高铝[w(Al2O3)=14.69%～17.53%]等特点,岩石成分落于流纹岩区(图3)。该组样品的化学分析结果与室内薄片鉴定结果大部分一致,个别样品有一定出入如P4-024,该样品薄片鉴定为黑云母流纹英安岩,而化学分析结果落于流纹岩区,这是因为在镜下发现该岩石样品有轻微的蚀变现象,发生了绢云母化,从而导致Fe、Mg流失,酸性程度升高。由TAS图(图3)可知该区中生代火山岩绝大部分属于亚碱性系列,只有其早期(J3m)极个别的落入碱性系列,也反映该区中生代火山岩由碱性系列向亚碱性系列过渡。在此基础上,对其进一步划分,由AFM图(图4)可以看出,本区火山岩都属于钙碱性系列。总体上,区内中生代火山岩属于高钾钙碱性系列且以流纹岩为主的中酸性-酸性火山岩。对本区晚侏罗世旋回火山岩进行分析,在Harker图解上(图5),TiO2、FeOt、MgO、CaO、Al2O3、P2O5质量分数随着w(SiO2)升高而降低;w(Na2O)、w(K2O)随着w(SiO2)的升高而升高。3.3稀土元素生物活性区内满克头鄂博组火山岩的稀土元素总量小,w(ΣREE)为91.46×10-6～194.73×10-6,w(LREE)/w(HREE)为9.83～17.09,[w(La)/w(Yb)]N和[w(Ce)/w(Yb)]N的值分别为6.43～15.54、9.71～17.76,铕异常[δ(Eu)=0.69～1.03],配分曲线右倾(图6-A),有明显的轻稀土元素富集、重稀土元素亏损特征,轻稀土元素分馏较明显,其中,大部分样品具有正铈异常。白音高老组火山岩稀土元素总量低,w(ΣREE)为143.09×10-6～155.59×10-6,w(LREE)/w(HREE)为13.21～13.70,变化很小,[w(La)/w(Yb)]N和[w(Ce)/w(Yb)]N的平均值分别为13.7、10.39,具铕负异常[δ(Eu)平均值为0.67],从图6-D中可以看出,所有样品具有相似的稀土元素配分型式,有明显的轻稀土元素富集,且分馏程度较高,重稀土元素亏损,分馏程度低,表现为较强的右倾型。玛尼吐组火山岩稀土元素总量较高,w(ΣREE)为163.94×10-6～175.52×10-6,w(LREE)/w(HREE)为9.96～12.35,[w(La)/w(Yb)]N和[w(Ce)/w(Yb)]N的值分别为11.9～15.02、8.12～11.68,具较低的铕负异常[δ(Eu)=0.72～0.91],配分曲线右倾(图6-B),有明显的轻稀土元素富集、重稀土元素亏损特征。中生代火山岩过渡族元素w(Cr)、w(Co)、w(Ni)质量分数较低,分别为2.83×10-6～17.22×10-6、1.88×10-6～22.47×10-6、1.61×10-6～7.94×10-6,大离子亲石元素w(Ba)、w(Rb)、w(K)普遍偏高。其中,满克头鄂博组火山岩大离子亲石元素Sr亏损,Rb富集,二者的质量分数分别为163.94×10-6～292.96×10-6、81.11×10-6～154.15×10-6,高场强元素Nb、P、Th、Ti亏损,其中Nb、Tb质量分数分别为8.18×10-6～12.26×10-6、9.36×10-6～10.26×10-6,w(P2O5)、w(TiO2)分别为0.02%～0.14%,0.16%～0.48%(图6-E);白音高老组火山岩大离子亲石元素Sr亏损,w(Sr)为138.79×10-6～199.51×10-6,高场强元素Nb、P、Ti亏损,其中Nb质量分数为11.44×10-6～11.86×10-6,w(P2O5)、w(TiO2)分别为0.19%～0.4%,0.56%～1%(图6-C);玛尼吐组火山岩大离子亲石元素Rb富集,w(Rb)为47.58×10-6～82.02×10-6,高场强元素P、Ti亏损,其w(P2O5)、w(TiO2)分别为0.19%～0.4%,0.56%1%(图6-F)。4关于火山岩成因的研究4.1岩石学和微量元素地球化学一般认为,地壳深部形成的原始岩浆在上升的过程中除一部分直接喷出地表外,大部分岩浆喷发前往往会先在地壳浅部聚集形成高位岩浆房,因此来源于深部的原始岩浆由于在高位滞留,与地壳物质发生了强烈混染作用,使得原来的岩浆成分发生改变。埃达克岩是指具有特定地球化学成分的一套中酸性火山岩和侵入岩组合。其地球化学标志是w(SiO2)≥56%,w(Al2O3)≥15%,w(MgO)<3%,贫Y和Yb[w(Y)<18×10-6、w(Yb)≤1.9×10-6],w(Sr)>400×10-6,LREE富集,HREE亏损,无负Eu异常。根据这类岩石的化学成分差别及其产出的大地构造环境不同,将其分为O型和C型,前者贫K2O,w(K2O)平均为1.72%;后者较富K2O,w(K2O)可在2.9%～3.9%以上。自埃达克岩的概念提出后,在我国东北大兴安岭地区已发现了大量的埃达克岩,本区样品中也有极少部分与其C型具有相似特征,但大多数样品都不属于埃达克岩。从图5看,本区样品的w(SiO2)与w(Na2O)、w(K2O)呈较好的正相关,与w(TiO2)、w(FeOt)、w(MgO)、w(CaO)、w(Al2O3)、w(P2O5)呈较好的负相关。其中,w(Na2O)、w(K2O)和w(Al2O3)与w(SiO2)的相关性反映了斜长石的分离结晶作用;w(TiO2)与w(SiO2)的负相关反映了暗色矿物如角闪石、黑云母等的分离结晶作用;w(FeOt)、w(MgO)和与w(SiO2)的负相关反映了富集铁、镁的矿物如橄榄石和斜方辉石的分离结晶作用;w(P2O5)与w(SiO2)的负相关反映了磷灰石的分离结晶作用;w(CaO)具有随w(SiO2)升高而降低的趋势,由于单斜辉石的晶出可以导致岩浆中w(CaO)的降低,这暗示着本区中生代火山岩样品的岩浆经历了单斜辉石的分离结晶作用。总体上这些主量元素与w(SiO2)具有较好的相关性,反映了岩浆分离结晶的演化趋势。区内中生代火山岩稀土元素绝大部分都出现了铕负异常,表明在岩浆的上侵过程中,斜长石发生了分离结晶而使熔浆中出现Eu亏损,有个别岩石的δ(Eu)大于1,反映了岩浆演化过程中分异程度不同。在微量元素中出现了Nb、Sr、P、Ti的负异常,其中,Nb、Ti无明显的线性关系,两者的负异常表明可能有地壳物质参与了岩浆演化过程;Sr负异常说明斜长石可能出现了分离结晶;P负异常表明在岩浆演化过程中副矿物磷灰石可能发生了分离结晶,从[w(Ce)/w(Yb)]比值来看,两者的比值较大,说明岩浆发生了部分熔融。在满克头鄂博组的火山岩中出现了铈正异常,说明在此阶段岩浆的氧逸度高,铈在氧化条件下易从Ce3+变成Ce4+,使得Ce不能进入角闪石,而角闪石的分离结晶又使重稀土元素的含量降低,从而导致铈的富集。对该区中生代火山岩样品微量元素Ni、Co、Cr质量分数的分析发现,这些地幔相容元素的质量分数极低,同时,它们还具有富集大离子亲石元素(LILE)如Rb、轻稀土元素(LREE),亏损高场强元素如Nb等特点,可以推断岩浆来源于下地壳,造成这种特点的原因可能是因为混染了地壳物质,也有可能是源区地球化学性质的反映,从变化较大的w(La)/w(Sm)比值(4.82～8.91)来看,该区地壳混染作用在岩浆演化过程中的影响较显著,随着岩浆上侵,逐步发生演化并伴随着混染和分离结晶作用。其中,对玛尼吐组样品数据的分析发现,较之其他两个组,它具有更接近下地壳源区的特征,表明岩浆在不断的演化分异之后,玛尼吐组火山岩有后期的源区岩浆补给致使它的成分更接近于源区岩浆。4.2蒙古—形成的构造环境大兴安岭地区大规模中生代火山岩形成的构造背景一直是争论的焦点。关于大兴安岭火山岩带的构造环境,不同的学者持不同的观点,赵国龙等、马家骏等认为是太平洋板块向中国大陆俯冲作用有关的活动大陆边缘;张宏等认为是一种在俯冲强挤压后的“减压”、“剪切”背景下的挤压环境;蒋国源等、葛文春等认为形成于大陆裂谷环境;林强等认为是地幔柱上升所引起的岩石圈伸展形成的类似大陆裂谷环境;邵济安等认为是中生代大陆岩石圈内部伸展背景下幔源岩浆积极参与地壳演化的一次造山运动;吴福元等认为中生代以来东部太平洋板块的俯冲及若干块体的拼贴,对火山岩带形成的构造环境有着至关重要的影响;谢鸣谦认为是西部的蒙古—鄂霍次克海槽洋壳岩石圈板块和与东部的那丹哈达岭海槽洋壳岩石圈板块分别向东和向西的双向俯冲作用的结果。但是许多研究者都认识到大兴安岭中生代火山岩的大规模火山-侵入作用形成于伸展环境中。该区位于华北板块和西伯利亚板块之间,两板块间的中间地块(如额尔古纳、佳木斯等)与华北地块间的碰撞缝合作用发生于晚二叠世-早三叠世,形成了索伦-西拉木伦构造带和联合板块。该联合板块与西伯利亚板块之间存在宽阔的蒙古-鄂霍茨克洋。三叠纪至晚侏罗世蒙古-鄂霍茨克洋完全闭合,标志着与中间地块群拼合后的华北板块与西伯利亚板块的最终拼合。早中生代东北地区