0 前言

大兴安岭火山岩带的火山活动时期为晚中生代（自中侏罗世至早白垩世），是整个东北地区火山活动的全盛时期，其间发育着大量花岗质岩石.众多学者对大兴安岭地区中生代花岗岩开展了大量的研究［1-8］，尤其是近年来高精度年龄数据的不断积累，大兴安岭地区显生宙花岗岩的年代学格架的确立［2，5-10］，使人们能更好地探讨其形成时代和成因机制.研究区中生代火山岩和花岗质岩石广泛发育，但缺少对花岗质岩石的研究.本文对突泉宝合屯地区的花岗斑岩进行锆石U－Pb年龄和系统的地球化学研究，结合本区的特点讨论区内花岗斑岩岩浆源区性质、岩石成因及构造背景，为大兴安岭晚中生代岩浆活动的研究提供参考.

1 地质背景

研究区位于内蒙古自治区东部的兴安盟突泉县境内，属大兴安岭南段东坡.其大地构造位置处于华北板块与西伯利亚板块之间兴蒙造山带东段的松嫩地块上，夹于贺根山－黑河断裂与西拉木伦河缝合带之间（图1）.区内出露地层为晚侏罗世玛尼吐组、满克头鄂博组和早白垩世白音高老组.区内侵入岩包括花岗斑岩、黑云母花岗岩、花岗闪长斑岩、二长斑岩、闪长玢岩、花岗闪长岩和闪长岩等，均形成于中生代.花岗斑岩侵入玛尼吐组、满克头鄂博组和花岗闪长岩岩体内.

图1 宝合屯侵入体分布图和构造位置图 Fig.1 Distribution of the Baohetun intrusive rocks and tectonic setting

1—第四纪冲积物（Quaternary alluvium）；2—第四纪洪积物（Quaternary proluvium）；3—白音高老组（Baiyingaolao fm.）；4—玛尼吐组（Manitu fm.）；5—满克头鄂博组（Manketouebo fm.）；6—早白垩世花岗斑岩（Early Cretaceous granite porphyry）；7—早白垩世花岗闪长斑岩（Early Cretaceous granodiorite porphyry）；8—早白垩世二长斑岩（Early Cretaceous monzoporphyry）；9—早白垩世闪长玢岩（Early Cretaceous diorite porphyrite）；10—晚侏罗世花岗闪长岩（Late Jurassic granodiorite）；11—晚侏罗世闪长岩（Late Jurassic diorite）；12—年龄样采样点（sampling position for age test）；13—研究区位置（study area）

研究区内出露的花岗斑岩体有90个，大小不等，多以岩株状和岩枝状产出.出露的总面积约91.95 km2.最大的岩体出露在宝合屯一带，出露面积为8.18 km2；最小的岩枝出露面积只有0.02 km2.花岗斑岩侵入侏罗系火山岩和花岗闪长岩、黑云母花岗岩、闪长玢岩等岩体内（图1），岩体内部常见有较多的火山岩捕虏体；花岗斑岩又被后期的北东向和北西向脉岩所侵入（图2）.在与火山岩接触部位，内外接触带常有轻微的硅化，外接触带还见有绢云母化、绿泥石化等蚀变，少量的岩体边部见有褐铁矿化.

部领导矫勇、董力、胡四一、刘宁、蔡其华、周学文，长江水利委员会主任刘雅鸣、黄河水利委员会主任陈小江，武警水电指挥部副司令员李贵，水利部总工程师汪洪出席会议。矫勇作总结讲话，董力就加强水利基层党风廉政建设讲话，周学文作《水利部关于深化水利改革的指导意见（讨论稿）》的说明。

图2 花岗斑岩侵入花岗闪长岩 Fig.2 Granite porphyry intruding into granodiorite

2 岩石学特征

花岗斑岩多为灰白色－肉红色，斑状结构，基质多为半自形微粒－细粒结构，块状构造.主要矿物成分：斑晶由石英、钾长石和斜长石组成（图3），个别岩石中含少量黑云母斑晶.其中石英斑晶为他形粒状、浑圆状、不规则状，粒度多在0.3～2.6 mm之间，部分石英斑晶具有溶蚀结构，分布一般较均匀，含量 12%～24%（图3a、c）；钾长石斑晶为半自形板状，粒度一般在0.5～4.3 mm之间，解理清楚，一级灰白干涉色，部分薄片中卡式双晶发育，有轻微的高岭土化，分布不太均匀，含量8%～25%；斜长石斑晶为半自形板状，粒度在0.4～2.5 mm之间，解理清楚，钠长石双晶发育，双晶纹不太规则，（010）∧Np′＝10～16°，An＝24～32，在岩石中分布较均匀，有绢云母化（图 3b、c），含量 5%～15%；黑云母斑晶呈片状，具有褐色—淡黄色多色性，零星分布，含量在1%～6%之间.基质成分与斑晶相同.

3.3.2 输液加温组在采取常规保温措施的基础上对输入液体进行加温，来达到保温作用。有研究报道，术中输入大量与室温等同的液体或输血，每升冷晶体使体温下降 0.25℃，2 单位血液使体温降低 0.5℃［10］。因此，有人主张输入接近人体温度(37℃ ～38℃)的液体［11］。在静脉输液管道接上电子加温仪，温度调至37℃，对抗了因冷液体进入体内后吸收大量的热量而引起体温下降。本研究中输液加温组的患者体温在整个手术过程中都能维持在正常体温水平。由此可见，术中采取加温输入液体等措施，可有效维持手术患者的体温恒定。但要严格控制输血温度，不能超过37℃，以免破坏血液成分［12］。

重新爬上床，却横竖睡不着了，身子翻来覆去，心情也变得烦躁起来。越不想去听客厅的动静，耳朵却偏偏侧起来听。于是又听见小母鸡说，咯咯咯，他们可真逗。老母鸡忙不迭地回应，咯咯答，谁说不是呢？

图3 花岗斑岩斑晶薄片显微照片 Fig.3 Microphotographs of phenocryst in granite porphyry qtz—石英（quartz）；ksf—钾长石（K-feldspar）；pl—斜长石（plagioclase）

3 样品与分析方法

宝合屯岩体花岗斑岩侵入晚侏罗世火山岩之中，这表明它形成于晚侏罗世火山岩之后.锆石样品呈无色—浅黄色，金刚光泽，以无色透明状为主.锆石的阴极发光图像具明显的岩浆型环带震荡结构（图4），为典型的岩浆结晶锆石.

U－Pb测定数据见表1，样品TW6测试了25个锆石颗粒.锆石U－Pb测试结果（图5）显示：样品大部分落在协和线上，206Pb/238U年龄集中在129～158 Ma，206Pb/238U 加权平均年龄为 145.9±1.7 Ma，MSWD＝1.14.该年龄代表花岗斑岩岩浆侵位结晶年龄，为晚侏罗世.

4 锆石U－Pb定年

本文选取14个地球化学样品和1个花岗斑岩年龄样品（位置 45°35′10″N，121°18′30″E）.样品的主量元素和痕量元素分析在国土资源部长春矿产资源监督检测中心完成.主量元素采用天平、滴定管、原子吸收分光光度计、原子吸收分光光度计、分光光度计等分析，痕量元素的分析则采用等离子体质谱仪（X Series 2）完成.

锆石挑选是在河北省廊坊市区域地质调查研究所进行.先用常规方法将样品粉碎至 80～100目，再经过淘洗和电磁方法进行分离，可以取得高纯度矿样，并在双目镜下挑选具有较好晶形且无明显裂痕和包裹体的锆石，摆在环氧树脂表面并打磨抛光，然后进行透射光、反射光和阴极发光（CL）图像收集.锆石的制靶、显微图像采集以及锆石U－Pb同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成.采用Agilent 7500a型ICP－MS仪器和 ComPex 102 ArF准分子激光器以及GeoLas200M光学系统联机进行.实验中采用氦气作为剥蚀物质的载气，激光频率为6 Hz，激光强度为50 mJ，激光斑束为 30 μm，剥蚀样品深度为 20～40 μm.锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，元素含量采用NISTSRM 610作为外标，29Si作为内标.实验测得的数据采用Andersen［11］的方法进行同位素比值的比较来去除普通Pb的影响，年龄计算及成图采用Isoplot3.0程序，所得出的同位素值和年龄的误差均为1 σ.由于锆石较年轻，故采用206Pb/238U年龄值.

图4 部分锆石阴极CL图像 Fig.4 The CL images of selected zircons

图5 花岗斑岩中的锆石U－Pb协和曲线（a）和206Pb/238U年龄加权平均值（b） Fig.5 Concordia diagram of U-Pb dating for zircons from granite porphyry and its weighted average

5 岩体的地球化学特征

5.1 主量元素

在（Y＋Nb）－Rb构造环境判别图解（图 9a）中，突泉宝合屯花岗斑岩主要位于火山弧分布区.在Si2OAl2O3图（图9b）中，主要位于造山后花岗岩分布区，暗示该区晚侏罗世花岗斑岩形成于伸展构造环境.

表1 样品锆石U－Pb同位素分析结果 Table 1 Analysis results of sample zircon U-Pb isotopes

样品号 207Pb/206Pb TW6-01 0.04824 1 σ 0.00340 207Pb/235U 0.15256 1 σ 0.01269 TW6-02 0.04809 0.00391 0.14944 TW6-04 0.05537 0.00248 0.17930 0.01418 0.01081 TW6-05 0.07287 TW6-06 0.05274 TW6-07 0.05595 0.00490 0.00239 0.00241 0.01900 0.00961 0.01026 TW6-08 0.05269 TW6-09 0.05511 TW6-10 0.05982 0.00244 0.00307 0.00350 0.01029 0.01288 0.01496 TW6-11 0.052760.00395 0.23250 0.16197 0.17614 0.16821 0.17478 0.19578 0.165630.01456 TW6-12 0.05221 0.00244 0.15924 TW6-16 0.04871 0.00305 0.15126 TW6-17 0.05292 0.00287 0.15999 TW6-18 0.05418 0.00237 0.17226 TW6-19 0.05746 0.00319 0.19090 TW6-20 0.04642 0.00219 0.15075 TW6-21 0.06700 0.00346 0.20315 TW6-22 0.05540 0.00333 0.16783 TW6-23 0.06187 0.00286 0.18456 TW6-24 0.06649 0.00288 0.20497 0.00960 0.01099 0.01099 0.00980 0.01382 0.00894 0.01420 0.01323 0.01171 0.01223 TW6-25 0.05221 0.00296 0.156270.01152 206Pb/238U 1 σ 208Pb/232Th 1 σ 0.02294 0.00037 0.00727 0.00026 0.02254 0.00041 0.00715 0.00034 0.02378 0.00043 0.00771 0.00030 0.02305 0.00038 0.00732 0.00029 0.02214 0.00036 0.00712 0.00026 0.02312 0.00041 0.00698 0.00029 0.02318 0.00040 0.00767 0.00026 0.02393 0.00050 0.00729 0.00051 0.02367 0.00049 0.00655 0.00037 0.02277 0.00036 0.00714 0.00010 0.02193 0.00034 0.00724 0.00028 0.02252 0.00028 0.00713 0.00019 0.02291 0.00038 0.00775 0.00031 0.02310 0.00035 0.00779 0.00023 0.02419 0.00047 0.00763 0.00034 0.02366 0.00033 0.00736 0.00027 0.02364 0.00050 0.00708 0.00032 0.02216 0.00048 0.00713 0.00036 0.02240 0.00045 0.00746 0.00039 0.02259 0.00043 0.00675 0.00029 0.02278 0.00045 0.00743 0.00031 206Pb/238U 146 144 152 147 141 147 148 152 151 145 140 144 146 147 154 151 151 141 143 144 145 1 σ 207Pb/206Pb 1 σ 208Pb/232Th 1 σ 2 111 143 144 11 3 104 163 141 13 3 427 94 167 9 2 1010 130 212 16 2 318 97 152 8 3 450 90 165 9 3 315 100 158 9 3 417 118 164 11 3 597 120 182 13 2 318 166 156 13 2 295 105 150 8 2 134 135 143 10 2 325 121 151 10 2 379 97 161 8 3 509 121 177 12 2 19 96 143 8 3 838 106 188 12 3 428 132 158 12 3 670 97 172 10 3 822 88 189 10 3 295 125 147 10

5.2 稀土及微量元素

各稀土元素含量见表2.宝合屯岩体稀土元素总量∑REE ＝85.09×10－6～214.01×10－6，轻重稀土元素比值（LREE/HREE） 为 3.43～13.69；（La/Yb）N 在 2.20～13.8，轻稀土元素富集，轻重稀土元素分馏较为显著；（Gd/Yb）N＝0.73～1.62，轻重稀土元素分馏则不显著；δEu＝0.10～0.63，具有明显的 Eu 的负异常，稀土配分曲线整体呈右倾型（图7a）.

本研究及发表的27个中生代花岗斑岩U－Pb年龄数据［8，12-31］表明（见表 3），大兴安岭地区花岗斑岩主要发育于早白垩世［12-25］，侏罗世花岗斑岩零星分布［26-32］.前人研究认为晚侏罗世岩浆活动主要体现在大兴安岭地区发育的北北东向火山岩［33］，而本文的145.9 Ma花岗斑岩较少见.突泉宝合屯地区晚侏罗世花岗斑岩对应于大兴安岭中南段满克头鄂博组火山岩（形成时代为 141～147 Ma）［34］，也与本区火山岩发育期次很类似.

区内花岗斑岩的斑晶含量变化较大，斑晶总量变化于30%～70%之间.

图6 花岗斑岩SiO2－K2O图解和A/CNK－A/NK图解 Fig.6 The SiO2-K2O and A/CNK-A/NK diagrams of granite porphyry

6 讨论

6.1 花岗斑岩的形成时代

同位素年代学表明，花岗斑岩的锆石U－Pb年龄为145.9±3 Ma.锆石具有明显的振荡环带结构，都处于协和线上及其附近，所测得的数据代表了岩浆侵位结晶的时代.分析结果表明，研究区花岗斑岩形成于晚侏罗世.这一年龄数据较前人测试结果更老一些.在研究区的西部和钟铧、吴庆［12］等测得U－Pb年龄为（121.6±1.7）～（127.4±0.8）Ma.这种年龄特点暗示了研究区的北东向岩浆岩带形成较早，而北西向岩浆岩带的花岗斑岩形成较晚.

在原始地幔标准化蛛网图上，曲线总体上呈右倾型特征（图 7b）.富集大离子亲石元素（Rb、K），亏损高场强元素（Nb、Ta、Ti），Eu 和 Sr共同表现出明显的负异常，说明岩浆早期阶段经历过斜长石的分离结晶作用.P的负异常跟磷灰石分离结晶有关.按Sr含量400×10－6为分界，划分为高 Sr、低 Sr型花岗岩.宝合屯岩体 Sr含量在 44.4×10－6～314×10－6，小于 400×10－6，属低 Sr型花岗岩.Rb／Sr的平均值为 1.80（＞0.40），Ti/Y的平均值为 49.78（＜100），Ti/Zr的平均值为 4.97（＜20），均在地壳范围内，这些特点暗示其来源于地壳［12］.

当多个地震事件的发生在时间和空间上相距较远时，目前检测并将多个地震相关联的日本气象厅方法效果很好。然而当它们之间发生的时间和空间非常接近时，这些方法就会显示出产生很多虚报（Sagiyaet al，2011）。经验研究表明，基于质点的方法可以成功地区分多个同时发生的地震，并能提供合理的参数估计结果。同时，如果在似然中加入P波到时，即实测与预测P波到时之间的残差，收敛速度也可以得到有效的提高。这些结果说明，对于内陆地震，估计的参数收敛时间小于10s。而对于近海地震，估计收敛时间则在20～30s之间。至于定位误差，我们发现内陆地震小于20km，近海地震在20～80km之间。

6.2 宝合屯岩体花岗岩类型的确定

Chappell＆ White（1974，1977）以岩浆源区性质划分，将花岗岩划分为I型、S型、A型、M型，其中角闪石、堇青石和碱性铁镁矿物作为其重要且标志性矿物.花岗岩的14个样品的主量元素特征显示，其为过铝质，SiO2含量为 69.62% ～77.43%，A/CNK 除了一个小于1以外，其余均大于1.10，P2O5含量均很低（除一个等于 0.10，其余均小于 0.10），Rb和 Th之间呈正消长关系，排除了其为S型花岗岩的可能.此外，研究区花岗斑岩在矿物特征上明显缺乏镁、铁矿物，FeOT/MgO为8.87（小于10），有别于A型花岗岩显著富铁的特征［35］；元素地球化学分析表明岩石的分异指数（DI）在 92.03 以上，固结指数（SI）为 1.08～4.67（平均值为2.16），具有高分异花岗岩的特征；在区分A型花岗岩与分异的I型花岗岩的有关判别图解（图8）上，样品大部分落入I型花岗岩区，少部分落入A型花岗岩，表明宝合屯地区花岗斑岩属于高分异的I型花岗岩.

记者拿到这款奶糖口味的润唇膏，发现它在包装设计上延续了大白兔奶糖的经典形象，整个造型就像一颗糖一样，它的扭结作为一个开封可以打开，之后再把润唇膏拿出来，尽最大可能还原了奶糖的包装，连成分里也融入了乳木果油、橄榄油、甜杏仁油和牛奶精华，闻起来又有大白兔奶糖的经典甜香。

6.3 构造环境

宝合屯岩体花岗斑岩共分析了14个化学样品，花岗斑岩主量元素分析见表2.该区花岗斑岩表现出高硅、富碱、准过铝质－过铝质、分异程度高.SiO2含量为69.62%～77.43% （平均值为 74.14%），Na2O 含量为2.57%～4.73%（平均 3.46%），全碱（K2O＋Na2O）含量为6.93%～8.94%（平均 8.27%），表明岩石富碱或比较富碱 （K2O/Na2O＝0.89～2.07，平均值 1.44）.在 SiO2－K2O图解上大部分投入高钾钙碱性系列（见图6a）.Al2O3含量为 12.27%～14.46%（平均值为 13.35%），A/CNK 值在 0.97～1.31，属过铝质（见图 6b）.经镜下鉴定和矿物成分分析，A/CNK大于1.1的样品钾长石黏土化和斜长石绢云母化有关.样品的分异指数（DI）在92.03以上，说明其分异程度较好.此外，钛、铁、镁、磷含量较低，TiO2含量为 0.06%～0.29%，MgO含量为 0.10%～0.57%，CaO 含量为 0.24%～1.62%，FeOT 值介于 0.81～1.73，P2O5含量为 0.01%～0.10%.

近年研究资料表明，大兴安岭早在中侏罗世已处于伸展拉张的构造环境［36］.主要有以下3种观点：大兴安岭地区中生代酸性火山岩主要形成于蒙古－鄂霍次克洋闭合后的岩石圈伸展构造［34，37］；大兴安岭地区中生代大规模的伸展构造是受古太平洋板块俯冲作用的控制［38］；大兴安岭地区中生代伸展环境与地幔柱活动有关［39］.从大地构造演化角度来看，大兴安岭南部地区在古生代期间受到古亚洲洋构造体系演化的影响，中生代以后该区进入到环太平洋构造体系和蒙古－鄂霍次克构造体系的演化阶段［40-41］.近年来随着对蒙古－鄂霍次克洋深入研究，对于该洋的演化过程及其对中国东北地区中生代的影响取得了很大进展［42-45］，但对于其闭合时间还没有达成共识，大多数学者认为其闭合时间为中—晚侏罗世［42-44，46］.

表2 突泉宝合屯地区花岗斑岩主量、微量和稀土元素分析结果 Table 2 Major，trace and rare earth element compositions of the granite porphyry in Baohetun area

分析单位：国土资源部长春矿产资源监督检查中心.含量单位：主量元素为%，微量和稀土元素为10-6.

样品号 P4-yq2 SiO2 69.62 TiO2 0.29 Al2O3 14.46 Fe2O3 1.32 FeO 1.38 MnO 0.06 MgO 0.57 CaO 1.62 P4-yq25 72.64 0.19 13.96 1.93 0.79 0.02 0.24 0.28 P4-yq28 74.40 0.11 13.23 1.06 0.81 0.03 0.13 0.37 P4-yq30 72.98 0.19 14.01 1.42 0.83 0.02 0.30 0.40 Na2O 4.73 3.81 3.93 K2O 4.21 5.04 4.94 P2O5 0.10 0.03 0.01 LOS 1.43 0.76 0.81 Total 99.79 99.69 99.83 DI 92.65 93.27 95.66 A/CNK 0.95 1.14 1.06 La 32.96 14.46 28.21 Ce 59.43 71.73 59.07 Pr 6.78 3.74 6.93 Nd 23.91 13.06 25.24 Sm 3.77 2.49 4.33 Eu 0.65 0.14 0.29 Gd 2.30 2.40 2.91 Tb 0.48 0.49 0.62 Dy 2.42 3.21 3.60 Ho 0.54 0.70 0.69 Er 1.46 2.25 2.18 Tm 0.24 0.39 0.38 Yb 1.61 2.75 2.67 Lu 0.24 0.42 0.41∑REE 151.64 137.26 158.59 L/H 13.69 8.38 9.21（La/Yb）N 13.79 3.54 7.11 δEu 0.63 0.17 0.24 Rb 117 208 166 Sr 314 64 71 Ba 916 255 179 Th 12.80 26.60 19.50 Ta 0.75 1.23 1.04 Nb 7.97 11.90 9.23 3.56 4.97 0.06 1.09 99.83 92.92 1.17 37.69 46.19 7.94 29.29 4.95 0.52 3.52 0.70 4.00 0.77 2.34 0.39 2.72 0.42 162.82 8.51 9.33 0.37 160 122 373 17.70 0.88 7.38 Hf 6.25 10.20 7.06 Zr 205.00 293.00 194 Cu 3.79 10.3 3.77 Pb 20.90 26.1 19.8 Zn 53.8 48.0 37.9 Ag 0.04 0.07 0.05 Y 14.8 19.0 21.0 6.89 196 5.18 19.8 45.7 0.05 21.4 Y 14.8 19.0 21.021.4 P4-yq34 P4-yq47 P4-yq74 P5-yq21 72.29 73.35 76.22 77.08 0.27 0.13 0.12 0.06 13.18 13.26 12.27 12.47 2.05 1.22 0.72 0.79 0.74 0.72 0.94 0.60 0.03 0.03 0.04 0.02 0.25 0.20 0.12 0.10 0.90 1.12 0.79 0.28 2.90 3.45 3.92 3.09 5.68 5.03 3.91 4.70 0.06 0.04 0.02 0.04 1.02 1.12 0.55 0.71 99.37 99.66 99.62 99.94 93.82 95.54 96.59 95.23 1.05 1.01 1.01 1.17 39.39 28.39 18.65 14.26 76.04 51.33 32.30 27.44 9.37 6.86 3.68 4.25 33.96 25.36 12.73 16.33 6.24 4.84 1.97 3.71 0.34 0.32 0.21 0.14 4.88 3.68 1.21 3.79 0.92 0.68 0.28 0.63 5.21 3.96 1.56 3.92 1.01 0.76 0.34 0.77 3.01 2.32 1.03 2.30 0.49 0.39 0.20 0.41 3.17 2.76 1.33 2.72 0.49 0.40 0.22 0.39 214.01 155.37 85.09 106.85 8.63 7.82 11.28 4.43 8.38 6.93 9.48 3.53 0.18 0.22 0.38 0.11 72.7 157 99.9 184 158 205 227 59.9 347 402 719 165 5.59 21.40 11.00 26.9 1.17 1.06 0.50 1.26 4.79 10.70 6.26 11.3 10.80 6.94 3.58 6.23 327 186 96.50 156 3.27 5.48 6.22 3.78 7.18 26.9 35.4 29.2 28.8 52.3 40.9 34.2 0.09 0.08 0.15 0.06 29.5 23.3 9.40 25.8 29.5 23.3 9.40 25.8 P5-yq25 77.43 0.06 12.53 0.90 0.45 0.02 0.22 0.31 2.61 4.32 0.02 1.23 100.11 93.34 1.31 9.81 24.30 3.39 13.03 3.41 0.12 3.76 0.65 4.20 0.83 2.49 0.44 3.00 0.40 93.37 3.43 2.21 0.10 186 109 121 27.2 1.23 11.2 5.02 98.6 2.70 27.0 33.2 0.07 23.5 23.5 P9-yq4 P9-yq9 P9-yq13 P7-yq10 P7-yq24 75.07 74.56 73.84 74.22 74.15 0.18 0.16 0.18 0.22 0.18 12.97 13.59 13.69 13.60 13.69 1.17 1.25 1.45 1.03 1.22 0.66 0.53 0.66 1.09 0.85 0.03 0.02 0.03 0.04 0.03 0.24 0.15 0.13 0.37 0.21 0.33 0.24 0.26 0.33 0.24 3.18 3.83 3.76 3.14 2.57 5.21 4.65 4.75 4.59 5.33 0.05 0.04 0.04 0.06 0.06 1.02 0.96 0.90 0.99 1.27 100.12 99.97 99.69 99.69 99.80 94.24 94.35 93.92 92.03 91.93 1.13 1.15 1.16 1.27 1.31 22.98 21.78 25.34 27.32 23.67 82.71 72.44 65.47 67.79 72.75 5.61 6.31 7.01 6.35 6.01 19.37 23.16 27.16 22.43 21.22 3.45 4.59 5.24 3.80 3.88 0.32 0.30 0.45 0.35 0.24 2.99 4.75 4.70 2.96 3.31 0.54 0.80 0.82 0.54 0.63 3.26 5.17 5.12 3.15 3.97 0.64 1.01 0.98 0.63 0.81 1.99 3.05 2.93 1.89 2.59 0.34 0.51 0.50 0.34 0.47 2.33 2.37 3.24 2.21 3.22 0.35 0.49 0.47 0.34 0.47 168.16 177.72 175.58 159.63 165.46 10.81 6.71 6.97 10.62 8.26 6.64 4.35 5.28 8.34 4.96 0.30 0.19 0.27 0.31 0.20 114 140 128 150 216 57.7 47.8 44.4 135 83.4 173 422 466 527 417 17.0 12.9 11.2 18.8 26.8 0.96 0.72 0.72 0.94 1.12 5.32 5.89 5.80 7.03 7.14 7.51 8.25 7.24 7.19 7.82 222 240 200 219 213 3.62 5.76 5.54 10.7 5.40 20.1 22.0 21.1 21.1 27.7 28.3 55.4 49.8 49.3 35.5 0.03 0.12 0.09 0.04 0.04 21.3 30.0 26.1 19.5 22.2 21.3 30.0 26.1 19.5 22.2

图7 花岗斑岩球粒陨石稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图 Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spidergram of granite porphyry

表3 大兴安岭地区花岗斑岩同位素年龄表 Table 3 Isotopic ages of the granite porphyry in Daxinganling region

序号 样品号1 BB5138 2 KB6183 3 P7-120-1 4 PM001-39-1 5 PM006-9-1位置科右中旗科右中旗科右中旗营林巴升河皮革沟年龄/Ma 125.1±1.5 121.6±1.7 127.4±0.8 136.5±1.3 127.2±1.5测年方法LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb 6 PM006-5-1 巴升河 126.4±1.3 7 D5036 黑河 118.1±1.5 LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb MLI 洛古河东 128.1±1.9 9 ZK801-YQ2 宜里 134.15±0.75 10 ZK1302-YQ1 宜里 132.43±0.61 11 Z10 17 蛤蟆沟林场 135.87±0.49 12 XK10-50 大平北山 120.6±0.6 13 LGH-3 漠河县洛古河 121.8±1.9 14 ZKD0033 达石莫盆地 143.0±1.8 15 P22b6-1 柴河青年林场东部 139.1±2.7 8 SHRIMP锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb SHRIMP锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb SHRIMP锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb 16 HG-3-5 17 AL03黄岗敖仓花LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb 18 ZB 半拉山136.8±0.57 135.0±1.0 132.1±1.8SHRIMP锆石U-Pb 19 KD21T-4 团结沟西坑西侧露头 126.4±1.3 20 TJG-2 团结沟西坑西侧露头 101.3±1.3 21 JY21-4 乌拉嘎金矿 104±2 22 HD-273 大兴安岭北部岔路口 149±4.6 23 TP820 太平川钼矿床 193.7±3.4 24 TP848 太平川钼矿床 199.1±4.3 25 ZK204 东乌珠穆沁旗索纳嘎 164.8±2.0 26 YB064 安图 178.42±0.73 27 YP-9 东布拉格 164.0±2.3 28 JWL-Z-1 甲乌拉 146.4±1.6 LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb SHRIMP锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb LA-ICPMS锆石U-Pb 29 JWL-Z-1 甲乌拉 143.1±3.9LA-ICPMS锆石U-Pb文献来源文献[12]文献[12]文献[12]文献[13]文献[13]文献[13]文献[8]文献[14]文献[15]文献[15]文献[16]文献[17]文献[18]文献[19]文献[20]文献[21]文献[22]文献[23]文献[24]文献[24]文献[25]文献[26]文献[27]文献[27]文献[28]文献[29]文献[30]文献[31]文献[31]

图8 花岗斑岩成因类型判别图解 Fig.8 The discrimination diagram for genetic types of granite porphyry A— A型花岗岩（field for A-type granitoids）；FG—分异型I型花岗岩（field for fractionated I-type granitoids）；OGT—I、S、M型花岗岩（field for I-，S-and M-type granitoids）

图 9 花岗斑岩（Y＋Nb）－Rb 图解和 Al2O3－SiO2图解 Fig.9 The（Y＋Nb）-Rb and Al2O3-SiO2diagrams of granite porphyry

研究区所处的太平洋构造域对东亚大陆的影响范围主要在松辽盆地及以东地区，古太平洋板块的俯冲作用对花岗斑岩可能会产生一定的影响，但不会占主导地位，而蒙古－鄂霍次克洋影响的空间范围主要在松辽盆地以西地区［40］.因此，认为研究区内的花岗斑岩主要形成于蒙古－鄂霍次克洋闭合后的伸展环境，受古太平洋板块向欧亚大陆下的俯冲作用的影响较小.

由图17可知，faFM和waFM在Q方向和Lv方向的累积公差分别为0.6 mm和0.56 mm。将faFM和waFM的累积T-Map记的映射点记在Lv、Q方向的变动范围分别为-0.28 mm～0.28 mm和-0.3 mm～0.3 mm。同理可得，在Mv、P方向的变动范围分别为-0.28 mm～0.28 mm和-0.3 mm～0.3 mm。表3为图16中faFM和waFM极限映射点及图17图对应映射点的规范重心坐标。

7 结论

1）锆石U－Pb定年结果表明，宝合屯地区花岗斑岩形成于晚侏罗世（145.9±1.7 Ma）.

2）宝合屯的花岗斑岩属于高钾钙碱性系列，准过铝质－过铝质，分异程度高，高硅，富碱，较低钛、铁、镁、磷，具有低锶高分异I型花岗岩的特点，是下地壳熔融的产物.

3）宝合屯的花岗斑岩形成于伸展环境，这种伸展构造环境主要受到蒙古－鄂霍次洋造山后拆沉作用的影响，受古太平洋板块向欧亚大陆下的俯冲作用的影响较小.

参考文献：

［1］ 吴福元，孙德有，林强.东北地区显生宙花岗岩的成因与地壳增生［J］.岩石学报，1999，15（2）：181－189.

［2］ 葛文春，吴福元，周长勇，等.大兴安岭中部乌兰浩特地区中生代花岗岩的锆石 U－Pb 年龄及地质意义［J］.岩石学报，2005，21（3）：749－762.

［3］ 隋振民.大兴安岭东北部花岗岩类锆石U－Pb年龄、岩石成因及地壳演化［D］.长春：吉林大学，2007：1－148.

［4］ 魏红艳.黑龙江省伊春－鹤岗地区花岗岩的时代与成因研究［D］.长春：吉林大学，2012：1－66.

［5］ Wu F Y，Sun D Y，Ge W C，et al.Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China［J］.Journal of Asian Earth Sciences，2011，41（1）：1－30.

［6］ Wu F Y，Sun D Y，Li H M，et al.A-type granites in northeastern China：Age and geochemical constraints on their petrogenesis［J］.Chemical Geology，2002，187（1）：143－173.

［7］ 佘宏全，李进文，向平安，等.大兴安岭中北段原岩锆石U－Pb测年及其与区域构造演化关系［J］.岩石学报，2012，28（2）：571－594.

［8］ 朱怀亮，陈跃军，吴国学，等.黑河新生地区早白垩世花岗质岩石的锆石 U－Pb年龄、地球化学特征及地质意义［J］.世界地质，2013，32（4）：665－680.

［9］ 丁辉，巫建华，祝洪涛，等.大兴安岭南部红山子盆地花岗斑岩SHRIMP锆石U－Pb年龄、地球化学特征及其地质意义［J］.东华理工大学学报：自然科学版，2016，39（1）：1－9.

［10］ 李世超，李永飞，王兴安，等.大兴安岭中段晚三叠世四分组效应花岗岩的厘定及其地质意义［J］.岩石学报，2016，32（9）：2793－2806.

［11］ Anderson T.Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb［J］.Chemical Geology，2002，192（1）：59－79.

［11］ 周漪，葛文春，王清海.大兴安岭中部乌兰浩特地区中生代花岗岩的成因——地球化学及Sr－Nd－Hf同位素制约［J］.岩石矿物学杂志，2011，30（5）：901－923.

［12］ 吴庆.内蒙古科右中旗地区花岗斑岩岩石成因及构造背景［D］.长春：吉林大学，2014：1－20.

［13］ 陈飞，和钟铧，张春蕾，等.内蒙古塔尔气地区花岗斑岩的形成时代与岩石成因［J］.地质通报，2016，35（5）：776－789

［14］ 武广，陈衍景，赵振华，等.大兴安岭北端洛古河东花岗岩的地球化学、SHRIMP 锆石 U－Pb 年龄和岩石成因［J］.岩石学报，2009，25（2）：233－247.

［15］ 黄凡，王登红，王平安，等.大兴安岭北段宜里钼矿岩石成因及成岩成矿年代学［J］.地质学报，2014，88（3）：361－379.

［16］ 施璐，郑常青，姚文贵，等.大兴安岭中段五岔沟地区蛤蟆沟林场A型花岗岩年代学、岩石地球化学及构造背景研究［J］.地质学报，2013，87（9）：1264－1276.

［17］ 曾涛，王涛，郭磊，等.东北新开岭地区晚中生代花岗岩类时代、成因及地质意义［J］.吉林大学学报：地球科学版，2011，41（6）：1881－1900.

［18］ 孙琦，任云生，杨群，等.黑龙江省漠河县洛古河多金属矿床成因与成矿时代［J］.矿物岩石，2015，35（3）：20－28.

［19］ 解开瑞，巫建华，李长华，等.满洲里达石莫盆地流纹岩、花岗斑岩SHRIMP 锆石 U－Pb 年龄及其地质意义［J］.铀矿地质，2015，31（6）：569－577.

［20］ 黎伟，李鹏川，李世超，等.内蒙古柴河地区柴青岩体年代学及地球化学特征［J］.吉林地质，2015，34（1）：25－29，41.

［21］ 周振华.内蒙古黄岗锡铁矿床地质与地球化学［D］.北京：中国地质科学院，2011：1－182.

［22］ 杨永强，定立，翟德高，等.西拉木伦河北岸敖仑花斑岩型钼矿含矿岩体［J］.地球科学——中国地质大学学报，2012，37（6）：1291－1304.

［23］ 曾庆栋，刘建明.西拉沐伦钼矿带半拉山斑岩钼矿床花岗斑岩锆石SHRIMP U－Pb测年及其地质意义［J］.吉林大学学报：地球科学版，2010，40（4）：827－834.

［24］ 韩世炯.小兴安岭北麓晚中生代浅成热液金矿系统的岩浆流体作用与金成矿研究［D］.长春：吉林大学，2013：1－121.

［25］ 孙明道.中国东北佳木斯地块及邻区晚中生代岩浆作用和构造意义［D］.杭州：浙江大学，2013：1－18.

［26］ 刘军，毛景文，武广，等.大兴安岭北部岔路口斑岩钼矿床岩浆岩锆石 U－Pb 年龄及其地质意义［J］.地质学报，2013，87（2）：208－226.

［27］ 王召林，金浚，李占龙，等.大兴安岭中北段莫尔道嘎地区含矿斑岩的锆石U－Pb年龄、Hf同位素特征及成矿意义［J］.岩石矿物学杂志，2010，29（6）：796－810.

［28］ 杨梅珍，侯坤，陆建培，等.东乌珠穆沁旗索纳嘎钼铅锌多金属矿床成岩成矿年代学［J］.地球科学——中国地质大学学报，2012，37（6）：1327－1337.

［29］ 王辉.吉林省安图地区钼（铜）矿床地质特征及成矿规律［D］.长春：吉林大学，2013：1－56.

［30］ 李强峰.内蒙古东布拉格铅锌钼矿床地质特征及成岩、成矿时代研究［D］.石家庄：石家庄经济学院，2015：1－63.

［31］ 杨梅，孙景贵，王忠禹，等.大兴安岭西坡甲乌拉铜银铅锌矿床富碱花岗斑岩的成因及其地质意义：锆石U－Pb定年和地球化学特征［J］.吉林大学学报：地球科学版，2017，47（2）：477－496.

［32］ 王天豪，孙德有，苟军.乌奴格吐山矿床成矿时代及矿床成因探讨［J］.矿床地质，2012，31（S1）：613－614.

［33］ 张兴洲，马玉霞，迟效国，等.东北及内蒙古东部地区显生宙构造演化的有关问题［J］.吉林大学学报：地球科学版，2012，42（5）：1269－1258.

［34］ 张超，杨伟红，和钟铧，等.大兴安岭中南段塔尔气地区满克头鄂博组流纹岩年代学和地球化学研究［J］.世界地质，2014，33（2）：255－265.

［35］ Whalen J B，Currie K L，Chappell B W.A-type granites：Geochemical characteristics discrimination and petrogenesis［J］.Contrib Miner Petrol，1987，95（4）：407－419.

［36］ 赵海滨，韩振哲，刘旭光.大兴安岭阿龙山地区花岗片麻岩的同位素年龄与超大陆［J］.华东理工学院学报，2005，28（4）：313－316.

［37］ 苟军，孙德有，赵忠华，等.满洲里南部白音高老组流纹岩锆石U－Pb定年及岩石成因［J］.岩石学报，2010，26（1）：333－344.

［38］ 张吉衡.大兴安岭中生代火山岩年代学及地球化学研究［D］.北京：中国地质大学，2009：1－105.

［39］ 葛文春，林强，孙德有，等.大兴安岭中生代玄武岩的地球化学特征：壳幔相互作用的证据［J］.岩石学报，1999，15（3）：396－407.

［40］ 许文良，王枫，裴福萍，等.中国东北中生代构造体制与区域成矿背景：来自中生代火山岩组合时空变化的制约［J］.岩石学报，2013，29（2）：339－353.

［41］ 李世超，徐仲元，刘正宏，等.大兴安岭中段玛尼吐组火山岩LAICP－MS 锆石 U－Pb 年龄及地球化学特征［J］.地质通报，2013，32（2/3）：399－407.

［42］ 李锦轶，莫申国，和政军，等.大兴安岭北段地壳左行走滑运动的时代及其对中国东北及邻区中生代以来地壳构造演化重建的制约［J］.地学前缘，2004，11（3）：157－168.

［43］ 莫申国，韩美莲，李锦轶.蒙古－鄂霍茨克造山带的组成及造山过程［J］.山东科技大学学报：自然科学版，2005，24（3）：50－52.

［44］ 张允平.东北亚地区晚侏罗—白垩纪构造格架主体特点［J］.吉林大学学报：地球科学版，2011，41（5）：1267－1284.

［45］ Sorokin A A，Sorokin A P，Ponomarchuk V A，et al.The age and geochemistry of volcanic rocks on the eastern flank of the Umlekan-Ogodzha volcano plutonic belt（Amur region）［J］.Russian Geology and Geophysics，2010，51（4）：369－379.

［46］ 李鹏川，李世超，刘正宏，等.内蒙古林西地区满克头鄂博组火山岩形成时代及构造环境［J］.世界地质，2016，35（1）：77－88.