马骥

摘要：指出了大兴安岭地区是我国成矿密度较大的区域，发育有强烈的构造及岩浆活动，蕴藏着丰富的内生有色金属、贵金属及非金属矿产资源，从而备受科研人员及地勘单位的亲睐与关注。该区位于东西向古生代古亚洲构造—成矿域与北北东向中新生代滨西太平洋构造—成矿域强烈叠加、复合、转换的部位。从而使大兴安岭地区的成矿地质条件优越、成矿期次多、成矿强度大、矿床类型多样，这些特征都与该区受到不同的构造体制叠加作用产生的多期的、广泛的岩浆岩活动密切相关，且每个时期都有相应的矿床产出和相应的地球动力学背景，并且与岩浆岩存在密切的成矿关系。不同期次构造运动控制着相应的岩浆岩和相应的成矿作用，而这些特征都与相应地质时期的地球动力学背景密切关系。

关键词：岩浆岩；矿床类型；地球动力学背景；大兴安岭

中图分类号：P597.3

文献标识码：A 文章编号：1674-9944（2016）20-0141-07

1 引言

大兴安岭地区地处我国内蒙古自治区东北部，东接东三省、南邻河北，北接俄国、西接蒙古国。是整个东北经济区的重要组成部分之一，同时也是我国重要的森林覆盖区。由于大兴安岭地区条件艰苦，以往研究程度偏低，从而导致该区内的矿产勘探工作起步相对较晚。从2008年全国矿产资源储量数据显示，大兴安岭地区已探明的钼矿资源量仅占全国的5%左右[1]。大兴安岭是中亚巨型内生金属成矿带的重要组成部分，并且经历了古亚洲构造成矿域和环太平洋构造成矿域的叠加复合和构造转换等作用，成矿条件优越、成矿作用强烈，发育了多个内生钼铜等有色金属、贵金属矿床和矿化点，是我国重要的钼铜多金属矿床集中区之一，同时也是我国东北地区重要能源和贵金属资源的接替基地[2～4]。

通过查找前人对大兴安岭地区的相关研究，初步从大兴安岭地区燕山期岩浆岩区域地质特征、空间分布及岩浆岩浅述、岩浆岩与成矿关系及其地球动力学背景进行系统论述。

2 区域地质特征

大兴安岭位于华北地台与西伯利亚地台之间的天山—兴蒙造山带的东段，南面与西拉木伦断裂为界，并与华北板块接壤，东以嫩江—八里罕中生代断裂与松辽盆地、小兴安岭、张广才岭相邻，整体呈现出北东-北北东向展布的成岩成矿构造域（图1）。大兴安岭东坡的宽度小、地形较陡，西部边界呈现较为模糊，由于大兴安岭在大地构造上属东西向延伸的天山—兴蒙褶皱系的东段，向西没有截然的构造界限，所以才呈现出了西坡比东陂宽缓[4，5]。对大兴安岭及邻区的构造单元划分一直存在争议[2，6～8]。笔者的划分依据采用张兴洲等[7]的划分观点：由西向东将大兴安岭及邻区构造单元划分为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块和佳木斯地块。大兴安岭地区内主要以华力西期和燕山期的岩浆侵入岩为主，局部出露有少量加里东期和兴凯期的岩体。燕山期以大规模的中酸性岩浆侵入为特征，并和同时代的陆相火山岩系构成了同源、同时、异相的火山—侵入杂岩体[5]。

3 时空分布及岩浆岩浅述

通过查阅大量相关资料及文献后得知，大兴安岭地区分布有较多燕山期的岩体，诸如区内北段岔路口地区[9]（图2）、林西县大井地区、东南缘莲花山地区、中南部三矿沟地区等均有燕山期岩体展布。

大兴安岭北段岔路口地区出露有燕山期中酸性侵入岩，岩性主要以二长花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩及细粒花岗岩等。二长花岗岩呈花岗结构、中粒结构。主要矿物有更长石（35%～40%，An= ～20）、钾长石（35%～40%）、石英（15%～20%）及黑云母（1%～5%）。更长石呈半自形-自形板状，聚片双晶和卡式双晶发育，粒度0.6～5 mm，可见绢云母和绿帘石化。

钾长石呈半自形板状或他形粒状，粒度0.8～4 mm，可见网格状双晶和条纹结构，部分晶体表面高岭石化。石英呈半自形-他形粒状，波状消光，见蠕虫结构，粒度0.6～4 mm。黑云母大多绿泥石化，析出铁质，粒度0.4～2 mm。副矿物有榍石、锆石和磁铁矿。花岗斑岩呈斑状结构，斑晶占10%～20%，主要矿物有更长石（2%～5%，An= ～12）、钾长石（5%～10%）及石英（3%～5%）。更长石呈半自形板状，聚片双晶发育，绢云母化，粒度在0.2～3 mm左右。钾长石为半自形板状或他形粒状，具条纹结构，表面发育高岭石化，粒度在0.4～3 mm。石英呈他形粒状，粒度在0.2～2 mm。部分斑晶形成斑晶集合体。基质呈显微粒晶结构，由细粒状的钾长石、更长石及石英等组成，粒径一般小于0.2 mm。副矿物有锆石、榍石等。石英斑岩呈斑状结构，斑晶占10%～15%，基质为微晶结构。矿物组成为石英（5%～10%）、钾长石（1%～3%）和更长石（1%～3%，An= ～15）。石英呈半自形-他形粒状，粒度在0.6～4 mm，可见溶蚀结构。钾长石呈半自形板状，粒度在0.6～2 mm，晶体表面发育高岭石化。更长石呈半自形板状，粒度在0.5～1.5 mm，聚片双晶发育，绢云母化强烈。基质主要由微晶长石和石英组成。副矿物见榍石、磷灰石和锆石等。细粒花岗岩呈似斑状结构，主要矿物为钾长石（40%～50%）、石英（35%～45%）、更长石（10%～15%，An= ～13）及黑云母（<1%）。钾长石呈半自形-自形板状，可见条纹结构和格子状双晶结构，粒径0.5～2 mm，晶体表面发育高岭石化。石英呈半自形-他形粒状，波状消光，粒径0.6～1.5 mm。更长石呈半自形板状，发育聚片双晶，粒径0.4～1mm。黑云母呈半自形片状，表面析出铁质，粒径0.2～0.5 mm。副矿物见榍石、锆石等[9]。

在大兴安岭东南缘莲花山地区也发育有多次岩浆侵入事件，出露的岩浆岩主要为一套燕山早期中偏基性—中酸性浅成、超浅成火山—侵入杂岩体，岩性主要由闪长玢岩、花岗闪长斑岩和二长花岗斑岩等组成[4，11]。另外在大兴安岭北段三矿沟地区发育有强烈的岩浆活动，岩性以燕山期早期花岗闪长岩（K-Ar法年龄174.3Ma）为主，其次出露花岗斑岩、细晶闪长岩缓[4，12]。位于大兴安岭中南部的林西县大井地区以岩脉的形式出露有霏细岩脉、英安斑岩脉、安山玢岩脉、玄武玢岩脉及煌斑岩脉，其中英安斑岩脉和安山玢岩脉经全岩K-Ar法地质年龄测出，相当于燕山早期的岩浆侵入产物[13]。

4 区内岩浆岩与成矿关系

大兴安岭地区的岩浆岩与成矿关系主要以北段岔路口矿床、莲花山和毛登矿床为例，从岩石地球化学特征及对应的构造环境两方面进行初步归纳讨论。

4.1 北段岔路口斑岩钼矿床

4.1.1 岩石地球化学特征

岔路口斑岩钼矿床内出露侵入岩主要以二长花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩、细粒花岗岩为主[9]。前人针对矿区内各类侵入岩做了主微量元素数据分析，总结如下。

二长花岗岩的二长花岗岩的w（SiO2）和w（Al2O3）分别为69.48%～74.98%、12.35%～14.48%。K2O、Na2O及w（K2O+Na2O）分别为4.74%～7.31%、2.53%～4.45%及7.67%～10.42%。K2O/Na2O比值介于1.07～2.81。w（MgO）、w（CaO）和w（FeOT）分别为0.20%～0.62%、0.40%～1.38%及0.62%～3.01%。铝指数A/CNK为0.96～1.05。在花岗岩类实际矿物含量QAP分类图解（图3a）中，主要落入正长花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解（图3b）上，样品显示出准铝质到弱过铝质过渡的特征。在SiO2-K2O图解（图4）中，投影点主要落入钾玄岩系列区域[9]。

花岗斑岩的w（SiO2）和w（Al2O3）分别为73.87%～77.33%、12.01%～13.47%。w（K2O）、w（Na2O）及w（Na2O+K2O）分别为5.11%～6.76%、2.69%～3.78%及8.66%～10.02%。K2O/Na2O比值介于1.44～2.28之间。w（MgO）、w（CaO）和w（FeOT）分别为0.06%～0.12%、0.21%～0.46%及0.24%～0.62%。铝指数A/CNK变化范围1.00～1.08。在QAP分类图解（图3a）中，落入碱性长石花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解（图3b）上，样品显示出弱过铝质的特征。在SiO2-K2O图解（图4）中，投影点主要位于钾玄岩系列区域[9]。

石英斑岩的w（SiO2）和w（Al2O3）分别为74.01%～78.95%、10.35%～12.60%。w（K2O）、w（Na2O）及w（Na2O+K2O）分别为7.09%～8.02%、0.88%～1.72%及8.06%～9.37%。K2O/Na2O比值介于4.12～8.20之间。W（MgO）、w（CaO）和w（FeOT）分别为0.25%～0.44%、0.36%～0.84%及0.54%～0.88%。铝指数A/CNK变化范围为0.96～1.05。在QAP分类图解（图3a）中，落入碱性长石花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解（图3b）上，样品显示出准铝质到弱过铝质过渡的特征。在SiO2-K2O图解（图4）中，投影点落入钾玄岩系列区域[9]。

细粒花岗岩的w（SiO2）和w（Al2O3）分别为76.08%～76.83%、12.43%～12.61%。w（K2O）、w（Na2O）及w（Na2O+K2O）分别为4.27%～4.57%、3.81%～4.16%及8.27%～8.65%。K2O/Na2O比值介于1.03～1.17之间。W（MgO）、w（CaO）和w（FeOT）分别为0.06%～0.09%、0.32%～0.37%及0.81%～1.06%。铝指数A/CNK变化范围为1.02～1.06。在QAP分类图解（图3a）中，落入碱性长石花岗岩区域。在A/CNK-A/NK图解（图3b）上，样品显示出弱过铝质的特征。在SiO2-K2O图解（图4）中，投影点落入高钾钙碱性系列区域[9]。

4.1.2 构造环境讨论

通过对岔路口斑岩钼矿床的有关地球化学分析和前人研究的基础上，刘军等[9]通过微量元素（Y+Nb）-Rb关系图（图5a）得出岔路口矿床四种花岗质岩石主要落在后碰撞伸展花岗岩区；又通过SiO2-Al2O3关系图（图5b）中得出二长花岗岩、花岗斑岩、及细粒花岗岩位于后碰撞花岗岩类区域，而石英斑岩落在与裂谷相关的花岗岩类+与大陆造陆抬升有关花岗岩类区域；最后通过R1-R2图解（图5c）得出四种花岗质岩石整体分布在造山作用晚期向造山后演化的阶段，即由碰撞后伸展向板内演化的过程[9]。

4.2 莲花山和毛登矿床

4.2.1 岩石地球化学特征

莲花山和毛登矿床是典型的浅成热液高硫化型矿床，其岩石组合为花岗斑岩、花岗闪长斑岩及次火山岩，其中花岗质岩石与成矿最为密切[4]。前人对莲花山及毛登矿床做了相关代表性岩石的主微量元素、稀土元素方面的试验，得出了相对应的一系列数据，经分析总结如下。

莲花山矿床代表性岩石中SiO2为66.91%～72.79%，MgO为0.70%～2.27%，CaO为1.57%～3.69%，TiO2为0.29%～0.59%，Al2O3为14.08%～15.77%；（Na2O+K2O）含量为7.16%～7.85%，Na2O/K2O比值为1.03～1.62，（Na2O+K2O）/CaO比值为1.95～4.79；毛登矿床代表性岩石表现为SiO2较高，Al2O3、MgO、P2O5较低，且富碱的特征，SiO2均值含量为75.95%，Al2O3含量为11.89%，MgO含量为0.26%，Na2O+K2O含量为7.82%，Na2O/K2O为0.58，A/CNK为1.07，A/NK为1.18。在岩浆系列判别图解中，莲花山和毛登矿床所测样品全部落到了高钾钙碱性区域内（图6a），在岩石类型判别图解中（图6b）前者落到了I型花岗岩区，后者落到了A型花岗岩区域[4]。

4.2.2 构造环境讨论

该矿床花岗质岩石富集LREE，贫化HREE，Nb、Ta、Ti等高场强元素相对亏损，从而呈现出高钾钙碱性I型或A型花岗岩的微量元素特征。在Y-Nb花岗岩的构造环境判别图街（图7b）中，与无论是铜银矿床，还是铜锡多金属矿床的花岗质岩石全部落到了岛弧或同碰撞花岗岩区内；但在R1-R2判别图解（7a）中，铜银矿床中除个别样品外，大多数位于或接近同碰撞花岗岩区，铜锡多金属矿床的样品更接近与造山后花岗岩区，反映经历了不同的构造演化历史[4]。

5 地球动力学作用过程及成矿动力学背景

刘建明等[5]认为大兴安岭的大地构造格架和构造单元布局主要是在古亚洲洋演化期间形成的。古亚洲洋是古生代期间发育于西伯利亚地台和华北地台之间的一个复杂的多岛洋，以大规模的岛弧体系发育和陆缘增生为特征。可大致理解为南北两大陆块边缘相向增生的同时，华北陆块相对向北漂移；而两陆块之间的多岛洋体制中，众多大陆亲缘性微块体和不断生长发育的岛弧体系相互汇聚拼贴（陆—陆、弧—陆、弧—弧），从而带来了同时发育多边界缝合并相互转换改造的复杂情形，所以形成了目前所见以软碰撞造山带为特征，多边界汇聚—缝合的宽阔造山带。由于受向南凸出的蒙古弧的影响，大兴安岭各构造单元和主构造线的方位从南忘北由近东西向转变为北东东向、北东向，直至最北部的德尔布干构造带转为北东向[5]。

张吉衡[25]在博士论文《大兴安岭中生代火山岩年代学及地球化学研究》中通过对大兴安岭中南段的系统年代学研究认为，大兴安岭中南部中生代火山岩主体形成时代应该在早白垩世，而晚侏罗世也为火山作用的重要阶段之一。年代学研究得出早白垩世为我国东部中生代岩浆活动的主要时期，同时这些早白垩世火成岩分布于大陆边缘，构成了我国东部早白垩世大火山岩事件，而大兴安岭是该火成岩的组成部分[25，26]。同时根据年代学研究以及综合大兴安岭中生代岩石地球化学特征，推断在早侏罗世期间，由于板块俯冲作用形成了具有大陆边缘特征的钙碱性岩石组合。该阶段在局限的区域内发生了加厚地壳的拆沉作用，但是拆沉作用规模有限，而主要表现上涌软流圈地幔的加热作用。软流圈上涌加热地壳形成大规模的侏罗纪岩浆作用。由于俯冲挤压造成了加厚地壳，此时以深成侵入作用为主，同时还表现为底侵作用（图8a）。随着太平洋板块的快速俯冲，岩浆活动逐渐向西向大陆内部迁移。晚侏罗世末期，低角度俯冲作用达到最大程度，此时俯冲的大洋板片达到大兴安岭地区。而此时由于洋壳俯冲方向的改变，区域构造环境开始由挤压向伸展转换，而这个转换过程对应于岩浆作用的平静期。早白坐世期间，加厚的地壳及岩石圈地慢由于重力失稳开始拆沉。岩浆拆沉作用从大兴安岭地区开始，可能是由于蒙古一鄂霍次克缝合带对俯冲板片的阻止作用。拆沉作用以类似于板片反转的方式逐渐向大陆边缘迁移，地球物理资料也表明这一特征。拆沉作用引起大规模软流圈地慢物质上涌，同时也造成洋壳俯冲角度的改变，使得现今的洋壳呈高角度俯冲到大陆之下，并且在410～660 km范围内形成明显的聚集体。在拆沉作用高峰时期，甚至可能出现软流圈与地壳直接接触的状况，上涌的软流圈加热拆沉物质及上覆地壳形成大规模岩浆作用，并且以中酸性岩浆为主。因而太平洋板块的低角度俯冲作用以及后继的岩石圈减薄破坏事件是东北地区及整个中国东部中生代大规模岩浆作用的根本原因[25]。

尽管大兴安岭地区中生代火山岩的形成与受到古太平洋板块俯冲作用控制的岩石圈拆沉减薄密切相关，但是其深部过程在空间上具有很大的不均一性（图8b，c）。在大兴安岭北部地区，由于加厚岩石圈的拆沉减薄，造成软流圈物质的上涌，以及等热面的上升；软流圈上涌加热地鳗物质及下部地壳，引起大规模中基性及酸性岩浆；在减薄作用的高峰时期，软流圈与地壳直接接触，造成浅部地壳物质的部分熔融，熔融过程中斜长石作为残留相，从而形成低Ba—sr流纹岩，而广泛出露的同时期具有碰撞型特征的花岗岩，也表明地幔不仅提供了热源，并且还提供了物质来源。而在中南部地区主要表现为岩浆的底侵堆积作用；晚侏罗纪期间，大兴安岭中南部可能处于地慢物质底侵作用阶段，这一时期形成的岩石具有偏高的温度，而早白垩世期间（<135Ma），底侵物质冷却造成较厚的地壳，造成等温面下降，在岩石形成温度上表现出温度较低的特征。地球物理资料为这一推断提供了有力的支持。由于中亚造山带经历了多阶段、多块体拼合的过程，在此过程中形成演化程度较高的地壳可能是中南部并未发生大规模拆沉作用的主要原因，因而大兴安岭中南部现今的壳幔结构可能是拼合造山作用的长期效应[25]。

到目前为止，已有大量研究成果表明不同矿床往往产于特定的地球动力学背景，大兴安岭地区铜成矿分别与早古生代兴安地块与松嫩地块的拼合碰撞造山、中侏罗世西伯利亚板块和华北板块的陆缘增生带碰撞缝合造山以及晚侏罗世碰撞造山后的地壳伸展减薄作用过程相适应，斑岩铜钼矿床（多宝山铜钼矿床、铜山和乌奴格吐山铜钼矿床）、浅成热液高硫化型铜银矿床（莲花山铜银矿床）、接触交代型铜多金属矿床（三矿沟铜铁矿）发生于上述造山挤压与伸展转换阶段，而高硫化型铜锡矿床（毛登铜锡多金属矿床）的成矿则发生在与之相适应的造山期后伸展阶段[4]。

关于大兴安岭北段岔路口斑岩钼矿床矿床的地球动力学背景方面，刘军等[9]认为岔路口矿床中-晚侏罗世花岗质岩石形成于蒙古-鄂霍茨克造山带后碰撞伸展环境，并可能受古太平洋板块俯冲引发的弧后伸展作用的叠加。在这种伸展背景下，岩石圈的减薄和软流圈物质的上涌导致了强烈的壳-幔相互作用，幔源岩浆的底侵及软流圈对地壳的直接加热作用，使上覆年轻的下地壳物质发生部分熔融，母岩浆经过多期次的高度分异演化作用最终形成了高硅、富碱、富含Mo元素的花岗质岩浆，当岩浆沿构造薄弱带侵位至地壳浅部时，快速冷却结晶形成了含矿浅成岩体并卸载了巨量的金属物质，引起了岔路口地区的晚侏罗世大规模钼成矿作用[9]。

6 总结及讨论

通过查阅文献及相关资料后，整体上对大兴安岭地区有了较为浅层的认识。本文从大兴安岭地区的区域地质特征、时空分布及岩浆岩浅述、区内岩浆岩与成矿关系及地球动力学作用过程及成矿动力学背景五个方面简单论述了大兴安岭地区的相关地质特征。大兴安岭地区位于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—成矿域强烈叠加、复合、转换的部位。古亚洲洋期间多块体拼贴、多边界缝合并移置转换，多期次软碰撞造山，多方式侧向增生，以及随后强烈叠加的中生代北北东向陆内火山岩浆—构造—成盆过程，最终交织成目前所见的复杂的构造格局，从而使区域成矿特征也十分复杂[5]。

针对区内所出露的燕山期岩浆岩，很多地质工作者及科研人员进行了较为全面的研究和总结，通过相关地球化学方面的方法（同位素测年、锆石LA-ICP-MS、U-Pb测年、岩石的主微量、稀土元素分析等）得到了一系列较新的成果。从而对各类矿床的成因类型、成矿时代及地质意义较为全面的认知。如得出大兴安岭地区斑岩型矿床的岩浆岩组合为高钾钙碱系列的I型花岗斑岩和花岗闪长岩；高硫化型为高钾钙碱系列I型或A型花岗斑岩与次火山岩。

7 思考

在阅读有关大兴安岭地区的文献过程中，发现还存在较多争议，如前人对大兴安岭地区的岩浆岩与成矿关系及成矿动力学背景的认识还存在较大的争议等。另外在完成论文过程中，发现有较多专业术语还是似懂非懂的感觉，同时在语言的组织和精炼方面是一个很大的问题。对上述争议及问题有待今后工作或科研中弄明白，是一个比较好的创新点。另外对于所学专业方面应该再加强和巩固，相信在弄明白这些问题对今后矿产资源的勘探有着很大的帮助。

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