邵学峰

辽宁省地质勘查院，辽宁 大连 116100

0 引言

研究区位于西伯利亚与华北两大古板块所夹持的中亚造山带东段，额尔古纳地块与兴安地块的拼接处，是中亚造山带东段的重要构造带之一，其西北为额尔古纳地块，东南为兴安地块（图 1a）。该拼接带的构造属性、边界以及相互间碰撞拼合历史是该区重要基础地质研究课题。

前人对额尔古纳地块与兴安地块块的拼合位置、碰撞时代等问题分歧较大，且处于初期研究阶段[1-7]。传统上一般认为额尔古纳与兴安地块沿德尔布干断裂带拼合，其拼合时代为早古生代[1-2]。 但在该断裂东侧发现了若干拼合带相关证据，如新林蛇绿岩[4]、吉峰-嘎仙-二环库蛇绿混杂岩[5]、内蒙古苏布格塔蓝闪石片岩[6-7]及Zhou et al.（2015）[8]对头道桥蓝片岩的研究；同时结合葛文春对塔河岩体研究表明，为早古生代后造山花岗岩特征[3]。故认为额尔古纳地块与兴安地块沿塔源-头道桥一带拼合。

图1 研究区构造位置图（Sun et al.，2014）Fig.1 Tectonic location map of the study area

近年来大兴安岭地区取得的另一重要是获得多宝山岛弧岩浆活动时代为早奥陶世（485Ma～447Ma），时间上处于额尔古纳地块南缘寒武-中奥陶世岩浆弧的晚期阶段（孙巍，2014b[9]；Wu et al.,2015[10]）。两条岩浆弧中间分布的古生代地层在不同地段差异较大，主体为奥陶系和泥盆-石炭系。新近测年资料显示新林蛇绿岩的构造围岩-倭勒根群的下部时代为寒武系，主体时代为早奥陶世(Sun et al, 2014[11])，上部火山岩为志留系，两条岩浆弧与中间分布的奥陶系的成因关系至今不明。

根据区内蛇绿岩研究的最新进展，目前有关其洋盆性质有大陆边缘裂解小洋盆和陆间洋盆的不同解释，无论那种解释都涉及到其与兴安早奥陶世岩浆弧的成因关系。北侧多宝山奥陶纪岩浆弧的性质和岛弧的西南延伸情况至今不明，不同性质的岛弧对区域构造演化的约束是不同的。这些问题的不明致使该区早古生代区域构造演化格局一直存在较大的争议。

笔者通过参与1∶5万萨其图等五幅区调工作，对分布于萨奇图-杜拉尔桥地区奥陶系多宝山组中的岩浆岩进行岩石学、地球化学和年代学研究，为确定头道桥-鄂伦春-新林构造带的构造演化和碰撞模式提供岩石学、年代学和地球化学依据。

1 地质及岩石组合特征

奥陶系多宝山组主要分布于研究区西北部的尚希特乌拉地区、东南部的杜拉尔桥地区，总体呈两条平行的北东向带状展布（图1b），出露面积88.72 km2。

主要岩性为变质安山岩、变质玄武安山岩、变质泥质粉砂岩、变质含砾长石砂岩、方解绿帘绿泥泥质板岩、钙质粉砂质泥质板岩、绢云泥质板岩、绢云千枚岩、绿泥绢云千枚岩、粉砂质绢云千枚岩、安山质绿泥绢云千枚岩、细晶灰岩和中细晶含白云石灰岩、变质凝灰质细砂岩、变质沉凝灰岩、变质安山质岩屑晶屑凝灰岩、碎裂化气孔状变质玄武安山岩。

该组在研究区内未见下伏地层的接触关系，与上覆奥陶纪裸河组呈整合接触，局部与泥盆纪泥鳅河组呈断层接触，见中生代火山岩不整合覆盖，且多被侏罗-白垩纪岩体侵入。普遍遭受区域绿片岩相变质作用。研究内该组出露最大厚度为1 254 m。

2 岩石地球化学特征

依据张琪（1999年）关于岛弧火山岩研究意见[12]，本文研究样品选取1∶5万萨其图等五幅区调工作中针对控制奥陶系多宝山组的SP3、SP5、SP6、SP7、SP25剖面中的变质安山岩类岩石。

2.1 常量元素特征

从表1可见，该套变质安山质熔岩与中国安山岩平均值相比，Fe2O3、CaO含量偏高，K2O＜Na2O，由于CaO、K2O、Na2O容易流失，Al2O3＞CaO+K2O+ Na2O，属于过铝型。

由于多宝山组变质安山岩类变质程度较低，岩石学上基本保留了安山岩类岩石的结构、构造特征；其岩石化学也与中国安山岩平均值相类似，保留了火山岩岩石化学特征。故该套浅变质火山岩，岩石化学性质按其原岩特征进行叙述。

岩石分类命名∶该组低级变质火山岩的熔岩部分进行分类命名判断，在TAS图解（图2）中多数投入玄武岩山岩、玄武岩及粗面玄武岩区域交界处，并根据岩石的烧失量普遍较高3.19%～9.70%，与岩石存在含水矿物结果一致，这同时也表明由于样品普遍遭受蚀变（岩石中普遍存在含水矿物绿泥石、绿帘石及斜长石出现绢云母化），岩石的K2O的Na2O含量特征可能与岩石形成后受到富钾、钠流体的蚀变作用有关，并导致SiO2含量降低，故认为该套浅变质火山岩原岩应为安山岩-玄武安山岩。

表1 奥陶纪多宝山组变质安山岩类的常量元素(wt%)、微量元素(×10-6)成分Table 1 Constant (wt%) and trace element(×10-6) compositions of metamorphic andesites of Ordovician Duobaoshan Formation

火成岩岩石系列划分∶据叶天竺、肖庆辉等关于火山岩系列图解法划分意见[13]，对于挥发分含量大于3%的样品，先用有关的微量元素(SiO2～Nb/Y 或 SiO2～Zr/TiO2等 )图 解 判 别 碱 性与亚碱性。该套变质安山岩类岩石挥发分含量在3.19%～9.70%，平均值为5.70%，故选择如下图解进行判断∶

图2 多宝山组中火成岩的TAS图解Fig.2 TAS diagram of igneous rock in Duobaoshan Formation

在SiO2～Nb/Y图解中（图3）多数落于亚碱性玄武岩区域，仅有一个样品落于粗面安山岩与碱性玄武岩界限上；通过TFeO-K2O+Na2O-MgO图解（图4）进一步判别均落于钙碱性系列区域。通过上述判别显示，该套变质火山岩具岛弧火山岩性质。

图3 多宝山组中火成岩的分类SiO2-Nb/Y图解Fig.3 SiO2-Nb/Y diagram of igneous rock in Duobaoshan Formation

2.2 微量元素特征

多宝山组变质安山岩类、变质玄武安山岩具微量元素原始地幔标准化配分图（图5）与表1反映出，该套浅变质火山岩Nb、Ta、Ti元素亏损，且Nb、Ta相对于Th、La亏损。与N-MORB相比较，表现出大离子亲石元素（LILE）∶Rb、Ba、K、Pb、Sr富集；高场强元素（HFSE）∶Th、U、Ce、Pb、Zr、Hf等富集。

上述特征反映出该套变质火山岩原岩源区有来自消减带物质的加入，表明它们的源区岩石在一定程度上受到了壳-幔混合作用的影响。高场强元素富集则反映出钙碱性火山岩性质。

图4 多宝山组中火成岩的分类 SiO2-FeOT/MgO图解Fig.4 SiO2-FeOT/MgO diagram of igneous rock in Duobaoshan Formation

2.3 岩石稀土元素地球学特征

多宝山组变质岩主要岩石稀土元素含量见表1，图 6。

变质安山岩各稀土元素含量与中国安山岩相比，镧(La)、铈(Ce)、钕(Nd)、镝(Dy)含量偏低，钇(Y)含量偏高。轻、重稀土含量及轻重稀土比值均偏低，δEu大于1，为正异常，(La/Yb)N、(Ce/Yb)N明显大于1，稀土元素分布曲线右倾，说明富集轻稀土；(La/Sm)N大于1，轻稀土曲线右倾明显，轻稀土分馏度高且轻稀土富集；与正常型洋脊玄武岩（N-MORB型）、富集型洋脊玄武岩（E-MORB型）的稀土元素含量及配分模式比较，显示出轻稀土部分强烈富集，表现出钙碱系列火山岩特征；重稀土部分与正常型洋脊玄武岩（N-MORB型）和富集型洋脊玄武岩（E-MORB型）相似，并进一步说明源区有来自消减带物质的加入。

图5 多宝山组变质火山岩微量元素标准化配分图Fig.5 Standardized distribution of trace elements of volcanic rocks in Duobaoshan Formation

图6 奥陶系多宝山组变质火山岩稀土配分曲线图Fig.6 The diagram of rare earth distribution of metamorphic volcanic rocks in Ordovician Duobaoshan Formation

3 源区性质

微量元素比值可以有效区分原始岩浆演化过程受流体或地壳混染的程度，其地球化学特征指示源区性质，通常以La、Nb、Ba、Th、Ta 和Yb等不相容元素较为常用。李曙光等(1994)指出，La/Nb、Ba/Nb、Nb/Th 等强不相容元素的比值在海水蚀变和后期变质作用过程中有较高的稳定性，可以直接用来示踪源区的微量元素特征。

Fitton等[14]认为,美国盆岭省玄武岩的La/Nb＜1.5，起源于软流圈地幔，Sierra 省的熔岩La/Nb＞1.5，可能起源于富集的岩石圈地幔。本区多宝山变质火山岩的La/Nb比值介于3.19～0.90之间，表明其源区兼有软流圈地幔和岩石圈地幔的双重特征。

研究区的安山岩类岩石TiO2含量较低(均小于1.5%)，符合岩石圈地幔相对软流圈地幔Ti含量低的特点，是典型的汇聚边缘幔源岩浆特征（Gill et al., 1981）[15]。 安 山 岩 亏 损 Nb、Ta Ti，富 集Rb、Ba、Sr等元素，这一特征通常出现在俯冲带火山岩中。与N-MORB相比，安山岩的LILE丰度高，ω(Th)＞ω(Ta)，以及Nb，Ta相对于Th，La亏损。这归结于有来自消减带物质的加入，表明他们的源区岩石在一定程度受到了壳-幔混合作用的影响（张旗等，1999）[12]。俯冲流体或熔体交代作用的都可以引起Nb，Ta元素的亏损。一般认为岛弧或俯冲带地区岩浆作用以板片的脱水为诱因(吴福元等，2007)[16]。流体交代作用是俯冲板片脱水形成的富集大离子亲石元素(如K、Rb、Sr、U、Th等)的流体进入上覆地幔楔，发生交代作用使地幔楔橄榄岩部分熔融，形成消减带岩浆。在靠近岛弧方向形成拉斑玄武岩，在俯冲带内侧大陆方向形成钙碱性高铝玄武岩和钾玄岩系火山岩。岩石组合通常为钙碱性玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩及相应侵入岩。

在不相容元素比值图解中（图7），本区奥陶纪多宝山组浅变质火山岩多数落于入安第斯型火山岩区域之外，表明本测区火山岩与安第斯型火山岩存在明显差别，说明本区具有俯冲板片流体富集的趋势。

综上所述，工作区多宝山组火山岩为俯冲带的流体交代作用的产物，其源区为流体交代的楔形地幔，并受到了地壳物质的混染。

4 形成时代

具多宝山火山弧的最新研究资料显示，其岩浆活动时代为 485～447 Ma（孙巍，2014 ；Wu et al.，2015），时间上在头道桥-新林-塔原蛇绿岩带形成之后，空间上位于该蛇绿岩带的东南。对于多宝山组奥陶纪火山岩的的解释涉及到额尔古纳地块与兴安地块的拼合的时代。具Zhou,et al.（2015）最新研究资料表明，额尔古纳地块与兴安地块的拼合时间在 492 Ma 前。

本文对尚希特乌拉地区分布的变质玄武安山岩进行锆石挑选，LA-ICP-MS U-Pb定年，获测年数据463±5.9 Ma，该数据处于中奥陶世范畴。锆石U-Pb年龄谐和图见图8，阴极发光（CL）图像见图9。综合考虑上述多宝山岩浆活动时代数据特征认为，其岩浆活动时代为早中奥陶世。

图7 奥陶纪多宝山组变质火山岩构造环境判别图Fig.7 Tectonic environment discrimination diagram of metamorphic volcanic rocks of Ordovician Duobaoshan Formation

表2 不同构造背景玄武岩-安山岩的判别流程表Table 2 Discriminant flow chart of basalt-andesite in different tectonic settings

5 构造背景

不同的构造环境，生成的火山岩地球化学特征、岩石组合具有较明显的差异，这提供了应用火成岩的地球化学特征和岩石组合来判别构造环境的可能。本区多宝山组火山岩以玄武安山岩-安山岩为主，岩石类型较为单一，岩石主体属于钙碱性系列。因此判别其构造环境，主要依据其地球化学特征。

图8 多宝山组锆石U-Pb年龄谐和图Fig.8 U-Pb age consonance of zircon from the Duobaoshan Formation

图9 多宝山组锆石U-Pb阴极发光图Fig. 9 U-Pb cathode luminescence of zircon from the Duobaoshan Formation

图10 奥陶纪多宝山组变质火山岩构造环境判别图Fig.10 Tectonic environment discrimination diagram of metamorphic volcanic rocks of Ordovian Duobaoshan Formation

利用微量元素的丰度比值可以区分不同构造环境形成的玄武岩-安山岩类岩石，具体方法见表2。运用表中给出的方法，本区多宝山组的玄武安山岩-安山岩类岩石属于钙碱性玄武岩。

利用火山岩中微量元素特征通过判别图解也可以判别岩浆形成的构造背景。由于本区多宝山组火山岩普遍遭受蚀变作用，因此选择非活动性元素作图。这类元素在岩石发生风化、蚀变和变质过程中一般不发生迁移。在Hf /3-Th-Nb/16图解中（10a），本区多宝山组火山岩样品多数落入火山弧玄武岩区域，仅有一个样品落入正常洋脊玄武岩（N-MORB）与富集型洋脊玄武岩（E-MORB）和板内拉斑玄武岩交界处，且有向火山弧玄武岩区域过渡趋势。Hf/3-Th-Ta图解中（10 b），该套火山岩样品均落入火山弧玄武岩区域。

结合前文所述本区火山岩岩浆源区具有俯冲带的流体交代作用产物特征，其源区为流体交代的楔形地幔，并受到了地壳物质的混染。

综合上述，并考虑本区及区域上可能存在前寒武纪结晶基地，结合该组岩浆活动时代为早中奥陶世。因此推测本区多宝山组火山岩的形成构造背景为古亚洲洋板块向北西俯冲形成的扎兰屯-多宝山成熟岛弧带的产物。

6 结论

（1）多宝山组变质安山岩类岩石，其岩石学、岩石化学特征具钙碱性岛弧火山岩类特征。

（2）多宝山组火山岩为俯冲带的流体交代作用的产物，其源区为流体交代的楔形地幔，并受到了地壳物质的混染。

（3）本区多宝山火山弧岩浆活动时代为早中奥陶世。

（4）推测本区多宝山组火山岩的形成构造背景为古亚洲洋板块向北西俯冲形成的扎兰屯-多宝山成熟岛弧带的产物。