宋国民，张艳，许鹏，李晓波，魏翔宇

1.吉林大学 地球科学学院，长春 130061;2.中海石油(中国)有限公司 天津分公司，天津 300459；3.中国有色桂林矿产地质研究院有限公司，广西 桂林 541004

0 引言

大兴安岭地区位于中亚造山带的东段，古生代期间处于古亚洲洋构造演化体系中[1]，多个微陆块之间的碰撞与拼合和古亚洲洋的最终闭合为主要的构造事件[2]。在中生代期间，本区域经历的多期次的火山岩具有不同岩石类型组合，其大面积分布的火山岩也成为中生代时期构造演化的重要载体。

近些年来，随着火山岩地球化学分析手段不断的丰富，对成因与机制的研究不断深入，对于大兴安岭火山岩的成因分析也有更多的认识,目前大兴安岭早白垩世为主要的火山岩形成时代以及南北部火山岩为两套不同系列火山岩已成为共识，在成因背景分析方面先后提出了地幔柱模式[3]；太平洋板块俯冲成因[4]以及蒙古—鄂霍茨克洋俯冲成因[5]等多种不同的观点，表明大兴安岭中生代火成岩的成因机制较为复杂。近些年来，对大兴安岭南段、北段晚侏罗世至早白垩世火山岩地球化学研究较多[4--6]，而对中段中晚侏罗世的火山岩的研究较少，不利于区域上火山岩成因机制上的对比与不同组段火山岩间的成因关系，笔者选择出露于突泉盆地周边的新发屯和德福屯地区的中侏罗世呼日格组火山岩进行研究，并对其成因及形成背景进行探讨。

1 区域地质背景

突泉盆地位于内蒙古东部的兴安盟科右中旗至突泉县一带(图1a)，在大地构造属性上位于温都尔庙—贺根山古生代大陆增生带上(图1b)，大兴安岭隆起带中段与松辽盆地西侧之间，东部与龙江盆地相邻，是一个基底为古生代海--陆相地层的近NW--NWW向展布的中生代陆内断坳盆地[9]。地理坐标为45°00′～46°00′N，121°15′～122°00′E，面积约2 300 km2。

Ca1.温都尔庙—贺根山古生代大陆增生带;Ca2.那丹哈达侏罗纪大陆边缘增生楔;Ca3.前三叠纪地体拼合带;Mp1.蒙古—兴安微板块;Mp2.松辽—张广才岭微板块;Mp3.佳木斯微板块;Mp4.兴凯湖微板块;F1.塔源—喜桂图旗断裂带;F2.嫩江—八里罕断裂带;F3.牡丹江断裂带;F4.佳木斯—伊通断裂带;F5.敦化—密山断裂带;F6.下黑龙江断裂带;F7.西拉木伦河—长春—延吉缝合带;F8.黑河—贺根山缝合带。图1 大兴安岭中段突泉盆地地质简图[7--8]Fig.1 Geological map of Tuquan Basin in Middle Great Xing’an Range

2 呼日格组地层序列及岩性特征

突泉盆地内火山岩广泛发育，占全区面积的90%。突泉盆地是一个古生代和中生代的双层叠合盆地，上古生界构造层主要由分布在盆地东北部和西南部的呈NW--NWW向展布的二叠系地层所构成，盆地中部为NW--NWW向展布的中生界地层[10]，因此，盆地可以划分为东北部和西南部上古生界隆起区和中部中生界断陷区。突泉盆地侏罗系自下而上划分为下侏罗统红旗组，中侏罗统万宝组和呼日格组，上侏罗统付家洼子组、满克头鄂博组、玛尼吐组和白音高老组[7--8]。

1974年，“哈达营子幅”地质调查中首创呼日格组一名，同年吉林区测队将下部含煤地层万宝组其上的火山岩层改建为呼日格组，1991年内蒙古地矿局又将呼日格组并入万宝组[8]。该组主要由酸性火山岩及少量陆相碎屑岩组成，与下伏万宝组含煤陆源碎屑岩与火山碎屑岩的岩石组合特征迥异，且与万宝组为平行不整合接触[7]，故本文将呼日格组与万宝组分离，时代定为中侏罗世。

突泉盆地呼日格组地层剖面图(图2)，地层岩性自下而上为凝灰质砂岩、酸性火山凝灰岩、长石砂岩、酸性火山凝灰熔岩和沉火山碎屑岩。野外勘探可见呼日格组火山岩分布范围有限，为一套中酸性火山岩，主要在福寿屯、兴隆村和陶家屯地区出露，主要的岩石类型为粗安岩、英安岩及流纹岩。

3 样品采集与岩石学特征

本次研究所采样品主要集中在突泉盆地新发屯和福寿屯地区，其中样品HRG1--2采集于突泉地区新发屯地区，于中侏罗统呼日格组建组剖面上取样(图3)，野外定名为粗面岩。岩石整体颜色为灰绿色(图4a、b)，具斑状结构，基质为粗面结构，斑晶以碱性长石为主，呈柱状，粒度为0.5～1.5 mm，具卡式双晶，见少量石英斑晶，边缘不整齐，部分被熔蚀，并有部分基质进入，长石微定向分布，部分被方解石化，镜下定名为粗面岩。

样品FST1--4、FST1--7采集于突泉地区德福屯地区，野外定名为流纹质熔结凝灰岩。岩石样品FST1--4整体颜色为黄白色(图4c、d)，具熔结凝灰结构，假流纹构造，岩屑少量，主要为晶屑，其成分主要为石英，基质为火山灰与少量石英。镜下定名为流纹质岩屑晶屑熔结凝灰岩。

4 岩石地球化学

4.1 主量元素

呼日格组火山岩主量、微量元素及稀土元素数据分析结果见表1。主量元素数据经去水归一化后[11]，呼日格组火山岩的SiO2含量为52.15%～80.07%；具有高铝(Al2O3为10.92%～21.53%，平均16.11%)、富碱 (K2O+Na2O平均为7.6%)的特点；在火山岩TAS分类图解上(图5)，6个样品分别落在粗面安山岩、粗面英安岩及流纹岩区域内，与镜下薄片鉴定一致。样品大都属于高钾亚碱性系列(图6)，仅粗面岩样品XLC--8属于钙碱性系列。粗面安山岩Mg#较高[12]，而英安岩与流纹岩较低，平均值分别为75.13、33.05和28.90，表现为逐渐降低的趋势。

4.2 微量元素与稀土元素

呼日格组火山岩的稀土元素标准化配分图(图7a、b、c)总体呈与地壳配分曲线相近的LREE富集、HREE亏损的右倾型[13]。呼日格组火山岩的稀土元素总量较低，从中性→中酸性→酸性岩的稀土元素总含量ΣREE分别为63×10-6～86×10-6(平均74×10-6)、 87×10-6～93×10-6(平均 90×10-6)和19×10-6～107×10-6(平均 63×10-6)；粗面安山岩与粗面英安岩的轻重稀土分馏中等，LREE/HREE平均分别为6.82、6.89，(La/Yb)N平均分别为8.64、9.33，具有较弱的铕负异常，δEu 平均值分别为0.95、0.89；而流纹岩的轻重稀土分馏较低，LREE/HREE为2.97，(La/Yb)N为2.72，具有较强的铕负异常，δEu为0.11。

在微量元素原始地幔蛛网图上(图7d、e、f)，3种火山岩均表现出明显富集Rb、K等大离子亲石元素、Th、U等高场强元素和LREE，亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素的特点；而流纹岩表现出大离子亲石元素中Ba和Sr具有不同程度的亏损。

图2 突泉盆地呼日格组地层柱状图Fig.2 Histogram of Hurige Formation in Tuquan Basin

图3 突泉盆地新发屯中侏罗统呼日格组地质剖面Fig.3 Geological section of Middle Jurassic Hurige Formation in Xinfatun, Tuquan Basin

图4 粗面岩HRG1--2、流纹岩FST1--4宏观照片及其显微图像(4×10)Fig.4 Macro photo and microphotograph of trachyte(HRG1--2)and rhyolite(FST1--4)

5 呼日格组火山岩的岩石成因

5.1 粗面岩、粗面英安岩

突泉盆地周围发育的粗安岩、粗面英安岩富集LILE、LREE，亏损HFSE等，暗示其岩浆来源于地壳。粗安岩、粗面英安岩的Rb/Sr比值平均值分别为0.13、0.19，与地壳值(0.35)的比值相接近[13]，远高于原始地幔(0.03)、E--MORB(0.033)和OIB(0.047)的Rb/Sr 比值[14]， Th/Nb值(0.33～0.61，平均为0.51)则与地壳平均值0.44相接近。δEu为0.76～1.15(平均0.92)，其弱负异常暗示其岩浆上侵时斜长石可能发生了分离结晶或源区存在斜长石残留，应为下地壳部分熔融产物。

图5 火山岩TAS分类命名图解Fig.5 TAS diagram for volcanic rocks

图6 火山岩SiO2-K2O图解Fig.6 SiO2-K2O diagram for volcanic rocks

样品号XX2FST1--2FST1--4XLC1--8FST1--7HRG1--2引用数据平均值岩石名称英安岩粗面安山岩流纹岩粗面安山岩流纹岩粗面英安岩粗面安山岩粗面英安岩流纹岩纬度45°36′32.8″45°29′12.40″45°29′12.40″45°31′32.11″45°29′32.00″45°46′12.20″45°25′08.09″45°26′34.50″45°25′48.35″经度121°39′25.07″121°32′12.40″121°32′12.40″121°21′48.60″121°32′09.50″121°35′42.50″121°33′13.68″121°27′36.08″121°30′22.40″SiO262.8949.5175.0759.1278.7767.7157.7863.5474.29Al2O316.8220.4313.8316.6110.7415.7116.7616.4913.76Fe2O33.465.130.321.960.694.118.426.712.59FeO1.774.010.403.930.510.71CaO4.192.490.122.930.691.022.711.720.27MgO1.585.460.093.160.070.302.220.830.25K2O2.551.425.321.833.833.923.193.135.14Na2O3.894.923.356.082.924.553.584.032.19TiO20.701.200.100.960.070.471.170.750.23P2O50.210.260.010.180.010.130.330.340.04MnO0.100.100.060.120.070.100.090.100.05LOI1.654.831.012.701.371.153.584.032.19Total99.8299.7699.6999.5999.7499.9099.8499.7099.96∗SiO264.0652.1576.0861.0280.0768.5760.3865.3875.32∗Al2O317.1321.5314.0217.1410.9215.9117.4316.8913.92∗Fe2O33.525.400.332.030.704.168.756.872.63∗K2O2.601.505.391.893.893.973.333.225.21∗Na2O3.975.183.406.272.974.613.744.142.21Cr17.9546.3916.5017.9114.5084.8646.8010.4611.98Co9.2217.430.880.684.0125.5322.337.882.00Ni5.0816.214.677.182.9026.7119.402.764.54Rb39.3621.90136.4092.2986.9648.1675.8378.50145.98Sr503.30298.9039.1646.49465.30459.20368.33345.60100.60Zr156.30183.90213.90219.90258.70181.30203.67217.80295.60Nb7.867.5511.2110.589.556.886.978.088.84Ba701.10394.40285.40235.601313.00318.60629.33823.40542.60Hf4.294.927.136.916.024.445.175.388.92Ta1.951.642.181.691.532.100.490.600.83Pb14.633.697.536.1711.359.3310.1313.5818.96Th4.693.9711.947.465.802.284.435.1611.06U2.222.295.813.362.741.590.651.052.94Y16.1318.1026.9220.3812.3118.2619.6222.3323.45La17.0310.8120.081.4719.9616.4317.7723.0023.18Ce32.5721.0739.762.9334.4035.9246.1354.2856.38Pr4.693.195.510.784.614.916.107.166.52Nd17.3112.5119.162.1615.3519.1825.4328.8623.86Sm4.143.674.721.343.324.425.315.734.63Eu1.030.840.180.041.051.211.391.470.57Gd3.183.104.241.262.353.694.494.843.99Tb0.460.480.730.340.300.510.720.760.69Dy2.522.794.682.781.762.883.874.094.03Ho0.510.570.970.660.370.560.710.760.80Er1.391.622.962.121.141.461.992.152.39Tm0.210.240.440.340.180.210.320.340.41Yb1.301.542.882.401.171.272.022.182.72Lu0.190.220.420.350.170.170.320.350.44

注:主量、微量元素数据由吉林大学测试科学实验中心测定;*SiO2等主量元素去水归一化后数据由SINCLAS程序计算得出；Mg#由Geoplot程序计算,

δEu(Eu/Eu*)=Eucn/(Smcn×Dycn)0.5；含量单位：主量元素为%，微量元素为 10-6。

图7 稀土元素球粒陨石标准化配分图(a,b,c)与不相容元素原始地幔标准化配分图(d,e,f)(原始地幔与球粒陨石标准化值来源于文献[13]，上、下地壳数据值来源于文献[14]，引用对比数据引自文献[15])Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a,b,c) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (d,e,f)

5.2 流纹岩

呼日格组流纹岩富集LILE、LREE，大离子亲石元素Ba、Sr具有不同程度的亏损，流纹岩Rb/Sr 的比值平均为2.73，可能为加厚下地壳在不同压力范围内不同残留相的物质部分熔融的结果所导致不同岩类Sr含量的变化[16]。δEu为0.10～0.12(平均0.11)， 其强烈的负异常表明岩浆上侵时斜长石发生了分离结晶，P和Sr的负异常则分别说明磷灰石和斜长石可能发生了分离结晶。所以流纹岩是中基性岩浆经历了斜长石结晶分异的产物，岩浆分异过程中斜长石作为残留相，从而形成Ba--Sr亏损的流纹岩。

6 呼日格组火山岩形成的构造背景

突泉盆地中侏罗世呼日格组火山岩在logτ-logσ图解上大都落在造山带和岛弧的构造环境中(图8)，暗示其形成于碰撞造山的背景下。现有研究表明中生代期间，整个东北地区处于环太平洋构造和蒙古—鄂霍茨克构造两种体系的影响中[17--18]。但从现有火山岩研究结果来看，140～165 Ma的火山岩仅在松辽盆地以西的地区有发现，因此研究区中侏罗世火山岩的形成与太平洋板块俯冲无关，应与蒙古—鄂霍茨克缝合带的演化有关[5]。而蒙古—鄂霍茨克洋自西向东的剪刀式闭合的特征已成为共识，其东部可能在早白垩世时闭合[19--20]，表明此区域中侏罗世期间正处于蒙古—鄂霍茨克构造体系演化中。同时已有证据表明该区域附近中侏罗世应处于陆壳加厚的过程，例如在冀北—辽西地区，海房沟组之下存在自北向南的逆冲构造所造成的区域性地层不整合[21]，其形成时间为155～158 Ma[22]，所以中侏罗世呼日格组火山岩应处于于蒙古—鄂霍茨克洋闭合碰撞导致的加厚地壳的构造背景下。

注σ=(K2O+Na2O)2/(SiO2-43)(weight%) τ=(Al2O3-Na2O)/TiO2(weight%)。A-非造山带；B-造山带和岛弧环境；C-A，B区所派生的碱性岩(粗面岩、响岩和碱玄岩等)，其中钠型系列与A区有关，钾型系列与B区有关。图8 logτ-logσ图解Fig.8 Diagram for logτ-logσ

同区域的玛尼吐组火山岩形成于早白垩世初期(138.0±3.0 Ma)[15]，对应于鄂霍茨克洋的闭合碰撞造山的晚期阶段。呼日格组与玛尼吐组两套中酸性火山岩相近的地球化学特征表明大兴安岭中段中侏罗世至早白垩世期间可能同处于蒙古—鄂霍茨克洋影响的构造背景下。

综上所述，大兴安岭中段突泉盆地发育的呼日格组及其同期火山岩可能是蒙古—鄂霍茨克洋向南俯冲的碰撞造山构造背景下导致区域的陆壳加厚，随后基性岩浆底侵加厚的下地壳部分熔融，熔融岩浆向上运移过程中经分离结晶后最终形成呼日格组中酸性火山岩。

7 结论

(1)大兴安岭中段的突泉盆地呼日格组中侏罗世火山岩为一套高钾钙碱性系列的中酸性火山熔岩，其化学成分显示为粗安岩、粗面英安岩和流纹岩。

(2)呼日格组火山岩亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素，富集Rb、K等大离子亲石元素和LREE等地球化学证据表明其可能为下地壳部分熔融后分离结晶的产物，大兴安岭中段中侏罗世呼日格组火山岩的形成应处于蒙古—鄂霍茨克洋闭合造山阶段碰撞导致的陆壳加厚的构造背景下。