吉林老虎山火山区中新世碱玄岩成因及其构造意义

Genesis and Tectonic Significance of Miocene Tephrite in Laohushan Volcanic Area, Jilin Province

摘要

老虎山单成因火山位于吉林省大口钦地区.为了探讨火山区中新世碱玄岩的地球化学特征、成因及其与区域断裂构造演化的耦合性，对其开展了全岩地球化学和Pb同位素研究.碱玄岩中Na₂O/K₂O=1.30~1.38，A/CNK值（0.97~1.09）偏低，Mg^#值（58.05~61.11）偏高，富集Th、U、Nb等高场强元素（HFSEs），相对弱富集Rb、Ba、K等大离子亲石元素（LILEs），LREE/HREE=10.66~11.32，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb值范围分别为17.661~17.675、15.451~15.457和37.652~37.692.成岩岩浆主要来源于软流圈地幔，混有少量俯冲洋壳物质，显示出OIB或板内交代富集型地幔源的属性，岩浆形成深度范围约在93~105 km，伊通-舒兰断裂的存在为火山深部岩浆的上升与裂隙式喷发提供了通道和空间，玄武质岩浆的形成及其对应的火山活动发生于伸展构造环境中.

关键词

元素地球化学 / 铅同位素 / 碱玄岩 / 老虎山火山 / 吉林省 / 地球化学 / 岩石学

Key words

element geochemistry / lead isotope / tephrite / Laohushan volcano / Jilin Province / geochemistry / petrology

0 引言

吉林省中东部中-新生代火山岩带是全球环太平洋巨型火山岩带主要的组成部分和重要的活火山分布带（Ye et al.， 2022a）.其中，在我国东北地区松辽盆地周围分布着诸多晚新生代火山群，如西侧大兴安岭中部的阿尔山火山群，北侧大兴安岭北段的诺敏河火山群和五大连池火山群，东侧伊通-舒兰单成因火山群，南侧的长白山火山群等（图1b）（刘嘉麒， 1987），这些单成因或多成因火山群邻近环西太平洋板块俯冲带或边缘，具有板内或活动大陆边缘的火山成因属性.目前，有关这些火山的成因主要有如下3种主流认识：（1）与太平洋板块对欧亚大陆俯冲作用有关的深部大地幔楔中的俯冲洋片脱气和去水部分熔融作用（Zhao et al.， 2014）；（2）与地幔柱或热点有关的幔源岩浆上涌引发的减压熔融作用（徐峥和郑永飞， 2019；马昌前等，2022）；（3）深部幔源岩浆经高压分异形成的不同演化阶段的产物或地幔源区中壳源物质的加入（徐峥和郑永飞， 2019）.此外，在地球物理证据方面，我国东北地区深部地幔转换带附近存在水平展布的与俯冲板片有密切关联的高速异常，板片携带的H₂O、CO₂等气水成分交代上覆地幔楔，发生熔融作用，可能直接导致了区域火山活动（Li et al.， 2021）.Tao et al.（2018）认为大洋板片后撤作用引发的地幔深部软流圈物质上涌，经由撕裂大洋板片空缺处继续上涌，并在减压熔融作用下形成火山活动的热源，是区域板内晚新生代火山形成的重要约束.

我国东北地区第四纪以来主要发育5条断裂，早第四纪时期发育嫩江断裂、敦化-密山断裂和赤峰-开源断裂，晚更新世以来发育的活动断裂有大安-德都断裂和依兰-伊通断裂.其中，依兰-伊通断裂是我国东北部地区一条重要的超岩石圈断裂，与敦化-密山断裂同属郯庐断裂北延分支，主要出露于吉林省、黑龙江省地区（图1a），断裂走向总体呈北北东-北东向展布，长度约1.1×10³ km，它既是郯庐断裂带渤海以北段的主要组成部分，也是划分中蒙、中朝和燕山3个活动地块的重要分界断裂.该断裂带沿线两侧分布着诸多晚新生代单成因火山群，如伊通火山群、大口钦火山群（图1b），其火山作用所携带的碱性玄武岩和过碱性玄武岩为探索火山成因、岩石圈地幔性质及区域构造背景提供了素材.其中，吉林省境内依兰-伊通断裂带（又名伊通-舒兰断裂）两侧分布的单成因玄武质火山具有约80.0 Ma的喷发历史，其喷发产物玄武质火山岩的地球化学特征随喷发时间的延续表现出了一定的演化规律（刘若新， 2000），这为研究伊通-舒兰地堑岩石圈演化与玄武质岩浆成因提供了重要窗口.前人已对晚新生代时期的该断裂带进行了一些基础性研究工作，主要侧重于伊通-舒兰断裂南段的伊通火山群玄武质火山岩的K-Ar测年、岩石学、地球化学、火山地貌、火山构造和喷发类型等研究工作（武殿英， 1989）.徐义刚等（1997）对伊通地区新生代玄武岩中的橄榄岩包体的结构、矿物成分、微量元素及氧同位素展开了一系列研究，认为该区单成因火山与郯庐断裂的活动有密切关联；周琴等（2010）对区域新生代玄武岩中的地幔包体进行了Sr-Nd-Hf-Os同位素的综合研究，认为区域岩石圈地幔整体上与新生的大洋岩石圈地幔相似.

吉林大口钦火山群坐落于吉林省吉林市大口钦镇北部，位于伊通-舒兰断裂中段（舒兰段），部分地质学者对相关地区分布的单成因玄武质火山群做了一些基础性研究工作，主要体现在火山群地质地貌、火山旅游资源、火山群遗迹、火山机构等方面（孟涛等， 2008）.目前尚未对火山区出露的玄武质火山岩深入开展年代学、地球化学、火山成因及与伊通-舒兰断裂演化的耦合性分析与研究.因此，笔者在遥感解译、深部地球物理资料和1∶5万大比例尺野外地质构造调查的基础上，分析吉林省中部大口钦地区老虎山火山区出露的碱玄岩分布特征，对其开展年代学、多元-元素地球化学和铅同位素研究，并结合伊通-舒兰断裂时空演化及深部地球物理资料解译，深入剖析吉林省中部单成因火山成因及岩浆作用的动力学背景.在碱玄岩元素地球化学分析的基础上，与区域研究程度较高的长白山火山区玄武质火山岩进行对比，深入分析研究区玄武质火山岩类型、岩浆演化过程及形成深度，并对成岩构造环境进行判别.

1 区域地质概况

研究区大地构造位置位于华北板块北缘东段，依兰-伊通断裂中段（吉林省境内属伊通-舒兰断裂舒兰段）.区域在古生代期间经历了古亚洲洋构造域的演化与多个地块的拼合，进入晚三叠世以来，持续受古太平洋板块向欧亚板块俯冲影响，在我国东部产生了系列以北东向为主的深大构造断裂带（如伊通-舒兰断裂、敦化-密山断裂），沿这些断裂构造带的深部，地幔物质向上运移产生底辟/底侵作用，促使伊通断裂带发育并形成了转换-伸展型地堑裂陷盆地，而且许文良等（2008）对伊通地堑基底花岗岩进行了锆石U-Pb年代学研究，认为其形成于中-晚侏罗世.进入新生代之后，在太平洋板块对欧亚板块俯冲作用的持续影响下，岩浆与构造活动较为频繁，沿伊通-舒兰断裂发生了一系列新生代玄武质岩浆喷溢与火山活动.

前人对研究区及邻区的火山岩研究多集中于年代学与岩石地球化学研究，以揭示岩石的形成时代、探讨岩浆源区性质及构造背景.朱建鹏（2020）从岩石学和地球化学等方面对大口钦地区下白垩统营城组流纹岩进行研究，认为岩浆起源于下地壳的部分熔融，形成于太平洋板块俯冲引起的加厚岩石圈拆沉后的伸展环境；宋海峰等（2008）在依兰地区原黑龙江群中发现了一套火山碎屑岩，通过岩相学和地球化学特征分析其原岩为形成于大洋板内洋岛环境的碱性玄武岩；李忠水等（2015）对长白山境内新屯子地区的新生代玄武岩进行岩石学和地球化学研究，认为其属于中新世裂隙式火山喷发产生的大陆溢流拉斑玄武岩，岩浆源区为软流圈地幔；邓承来等（2018）对伊通大孤山玄武岩进行了岩石学和地球化学研究，发现其属于板内环境的洋岛碱性玄武岩.以上对区域火山岩成岩岩浆源区和构造背景的研究缺乏同位素地球化学反演及地球物理成果资料方面的证据支撑，且并未考虑伊通-舒兰断裂带对火山岩形成及演化的影响.

区域出露地层主要发育有古生界、中生界和新生界.古生界出露泥盆系机房沟组变质岩，包括石英片岩、片理化泥质粉砂岩和大理岩，上二叠统杨家沟组主要出露紫灰色砾岩和含砾砂岩；中生界出露下白垩统登楼库组沉积岩，岩性以含砾砂岩、砂岩和细砂岩为主；新生界可见始新统吉舒组砂岩，岩性以灰白色砂岩和灰绿色粉砂岩为主，也可见少量的炭质泥岩出露，中新统水曲柳组以砂砾岩和粉砂岩为主，第四系主要由黄土层、砂砾石层及河流相水系沉积地层组成，中新统玄武质火山岩主要沿北东向断裂带两侧分布.区域出露的侵入岩体主要包括早侏罗世花岗闪长岩和中侏罗世花岗闪长岩，它们以岩基或岩株状产出（图1c）.区内出露断裂构造以伊通-舒兰断裂东支为主（闵伟等， 2011），野外地质调查初步认为该段断裂以压扭性质为主，断裂走向NE，倾向NW，倾角45°~65°，其次为NW走向的次级断裂.

2 火山区地质、岩相学特征

老虎山火山位于吉林省中部大口钦地区，大地构造位置属华北板块北缘东段，处在伊通-依兰断裂中段（舒兰段）与第二松花江断裂的交汇处，火山区出露岩性以碱性橄榄玄武岩和碱玄岩为主，与附近的黑山背、四方山、分水岭、老君庙等27座单成因火山锥共同组成了大口钦火山群.据大口钦后团山地区野外地质调查及测年资料显示（刘嘉麒， 1987；吉林省地质矿产局， 1988），地区玄武质岩浆喷溢时代集中在中新世，中新统玄武岩不整合覆盖于中新统水曲柳组地层、始新统吉舒组地层和早侏罗世花岗闪长岩之上（图1b， 1c）.老虎山火山海拔高约382 m，山体高约52 m，呈似圆锥型，底座直径约2.4 km，火山所占面积4.5 km².人工露头出露的碱玄岩椎体横截面多呈三角形，以柱状节理为主要特征，横向节理直径范围在15~30 cm（图2a）.出露的老虎山碱玄武岩呈深灰色，斑状结构，块状构造，含橄榄岩包体.手标本新鲜面可见细小气孔，孔径集中在0.1~0.2 mm.岩体内部发育有微裂隙，充填物为玉髓，脉宽约0.05 mm（图2b， 2c）.镜下可观察到斑晶矿物主要为橄榄石和斜方辉石，其次为少量斜长石，橄榄石斑晶呈半自形粒状，褐绿色，晶体发育有裂纹，沿裂隙发生蛇纹石化，含量约5%（图2d）；斜方辉石斑晶为浅褐色，半自形粒状，正高突起，可见两组近直交完全解理，含量约10%（图2e）；基质矿物主要由斜长石、斜方辉石、橄榄石和玻璃质组成，为间隐结构.斜长石为灰白色，半自形长板状，部分可见聚片双晶结构，含量约35%，可见自形程度较好的斜长石微晶组成的三角形空隙中充填了多颗辉石、橄榄石或磁铁矿小颗粒.辉石为浅褐色，半自形柱状或他形粒状，正高突起，含量约10%.橄榄石呈半自形粒状，正高突起，含量约5%.玻璃质为无色透明，正交偏光下全消光，含量约30%.副矿物可见不规则粒状磷灰石、钛磁铁矿，含量约5%.

3 实验样品与实验方法

3.1　全岩主量元素

在野外与室内鉴定基础上，笔者选择岩石结构均一、新鲜无蚀变的4件样品（Jhly05-1， Jhly05-2， Jhly05-3， Jhly05-4）作为实验对象.全岩主量元素分析在核工业北京地质研究院分析测试中心利用帕纳科Axios^MAX X射线荧光光谱仪（XRF）分析完成.首先，将200目样品置于105 ℃烘箱中烘干12 h；之后称取0.5~1.0 g烘干样品于恒重陶瓷坩埚中，于马弗炉中1 000 ℃灼烧2 h，冷却至室温进行称量并计算烧失量；最后，分别称取6.000 0 g（误差±0.3 mg）49.75Li₂B₄O₇∶49.75LiBO₂∶0.5%LiBr助熔剂与0.600 0 g（误差±0.3 mg）烘干的样品于陶瓷坩埚中，用石英棒搅拌使样品与熔剂混匀，将混合样品倒入XRF专用铂金坩埚中，置于熔样炉中1 100 ℃熔融，熔样程序运行结束后取出坩埚，转移到耐火砖上冷却，然后将玻璃片取出以备分析测试.样品分析的精密度和准确度满足GB/T14506.28-2010《硅酸盐岩石化学分析方法第28部分：16个主次成分量测定》的要求.

3.2　微量元素和稀土元素

微量元素和稀土元素采用ICP-MS测定，仪器型号为ELEMENT-2型质谱仪，分析精度优于2%.以上4件分析岩石样品均在核工业北京地质研究院分析测试中心测试完成，全岩微量元素用于ICP-MS分析的样品处理过程如下：（1）将200目样品置于105 ℃烘箱中烘干12 h；（2）准确称取粉末样品50 mg置于Teflon溶样弹中；（3）先后依次缓慢加入1 mL高纯HNO₃和1 mL高纯HF；（4）将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190 ℃烘箱中加热24 h以上；（5）待溶样弹冷却，开盖后置于140 ℃电热板上蒸干，然后加入1 mL HNO₃并再次蒸干；（6）加入1 mL高纯HNO₃、1 mLMQ水和1 mL内标In（浓度为1×10^-6），再次将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190 ℃烘箱中加热12 h以上；（7）将溶液转入聚乙烯塑料瓶中，并用2% HNO₃稀释至100 g以备ICP-MS测试，具体步骤请详见叶希青等（2023）.4件碱玄岩主量元素、微量元素及稀土元素实验结果及数据列于附表1.

3.3　全岩Pb同位素

研究区3件碱玄岩（Jhly05a， Jhly05b， Jhly05c）全岩Pb同位素测试工作均在核工业北京地质研究院分析测试中心完成.实验前准确称取0.1~0.2 g粉末样品于低压密闭溶样罐中，用混合酸（HF+HNO₃+HClO₄）溶解24 h.待样品完全溶解后，蒸干，加入6 mol/L的盐酸转为氯化物蒸干.用1 mL 0.5 mol/L HBr溶解，离心分离，清液加入阴离子交换柱.用0.5 mol/L HBr淋洗杂质，再用1 mL 6 mol/L的HCl 解析铅于聚四氟乙烯烧杯中，蒸干备用.同位素分析采用ISOPROBE-T热电离质谱计，用磷酸硅胶将样品点在铼带上，用静态接受方式测量铅同位素比值.实验方法和测试流程严格参照DZ/T 0184.12-1997《岩石、矿物微量铅的同位素组成的测定》，²⁰⁸Pb/²⁰⁶Pb测量精度≤0.005‰，实验误差为2σ，分析结果列于表1.

4 实验结果

4.1　全岩主量元素

老虎山碱玄岩具有相对高的K₂O含量，值范围在2.94%~3.45%，对应Na₂O/K₂O值在1.30~1.38之间，显示出45.49%~47.25%之间的SiO₂变化范围（附表1），而长白山火山区钾质玄武质火山岩的K₂O含量在1.99%~2.76%之间（Li et al.， 2021）.研究区4件钾质碱玄岩样品在TAS图解（图3a）中，均落于碱玄岩-碧玄岩区.同时，它们在SiO₂-Zr/TiO₂图解（图3b）中，所具有的Zr/TiO₂值范围（215~227）与碱玄岩相匹配；在K₂O-Na₂O图解（图3c）中，样品点均落入钾质岩范围；其对应的Al₂O₃/（Na₂O+K₂O）（A/NK，摩尔数计算）值与Al₂O₃/（Na₂O+K₂O+CaO）（A/CNK，摩尔数计算）值分别为1.82~2.14和0.97~1.09，在A/NK-A/CNK分类图解（图3d）中成分点均属于准铝质范围.与长白山火山区其他晚新生代玄武质火山岩相比，研究区这些钾质岩石具有较高的全Fe₂O₃（10.45%~11.09%）、CaO（6.66%~7.09%）和MgO（8.43%~9.21%）含量，P₂O₅含量（0.83%~0.84%）相对较低（附表1），4件碱玄岩中的Mg^#值范围为58~61，接近于初始岩浆中的Mg^#值（68~75；Li et al.， 2021）.因此，研究区碱玄岩应属于准铝质、碱性和钾玄质系列.

4.2　微量元素

在原始地幔标准化微量元素蜘网图（图4a）中，老虎山碱玄岩中的微量元素表现出富集Th、U、Nb、Ta、Pb、Zr、Hf等高场强元素（HFSEs），相对弱富集Li、Cs、Be、Rb、Ba、K等大离子亲石元素（LILEs），4件样品中的Th/U、Zr/Hf、Nb/Ta、U/Pb比值范围分别为2.77~3.12、44.29~46.84、16.09~16.70和0.39~0.45，高于大洋中脊型玄武岩（MORB）中的对应比值，并与洋岛型玄武岩（OIB）中的对应比值相近（图4a，附表1；Hofmann et al.， 1986），这也与长白山火山区玄武质火山岩的微量元素配分模式相似（Li et al.， 2021），具有富集型地幔源的岩浆属性.此外，老虎山碱玄岩中的微量元素还表现出相对弱亏损高场强元素 P和Ti（图4a），P和Ti 元素的亏损可能与磷灰石和钛磁铁矿的分离结晶有关（赵振华， 2016）.

4.3　稀土元素

4件碱玄岩稀土元素分析结果见附表1.它们的稀土元素总量（∑REE）在207.69×10^-6~220.81×10^-6，其中，LREE含量在173.08×10^-6~185.06×10^-6，HREE含量在15.91×10^-6~16.46×10^-6，LREE/HREE=10.66~11.32.（La/Yb）_N=18.59~21.87，δEu=0.97~1.05，表明岩石中相对富集轻稀土元素，相对亏损重稀土元素，轻、重稀土元素分馏不明显.在稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（图4b）中表现出右倾的模式，具有正的铕异常值，表明岩浆源区斜长石的分离结晶作用不明显.

4.4　全岩Pb同位素

老虎山碱玄岩全岩Pb同位素比值组成相对稳定，其中²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb介于17.661~17.675，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb介于15.451~15.457，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb介于37.652~37.692，样点均集中落于MORB型玄武岩区域上方与下地壳区域范围交汇处的地球等实线（4.55 Ga）附近（图5a），一定程度上表现出了向OIB型玄武岩演化的趋势（图5b）.对应计算获取的Δβ与Δγ值范围分别为7.7~8.1和5.4~6.5，也显示出了地幔铅来源的属性（朱炳泉， 1998）.此外，老虎山碱玄岩与长白山火山区玄武质火山岩中²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb同位素比值组成相近（Li et al.， 2021），均显示出了类似的端员特征或者演化趋势（图5a， 5b）.

5 讨论

5.1　成岩时代

新生代以来（66.0 Ma~现今），我国东北地区火山活动非常活跃，对应的区域玄武质岩浆作用是构建火山活动与岩浆-构造演化的重要研究内容之一.因此，玄武质岩浆的活动规律和时空分布特点也逐渐成为研究的热点（刘若新， 2000），诸多地质学者先后以长白山火山群、龙岗火山群、伊通火山群、镜泊湖火山群、五大连池火山群等为重点，开展了系列火山岩中单矿物的K-Ar、⁴⁰Ar-³⁹Ar、¹⁴C等高精度测年，初步获得了一批东北地区新生代火山岩年龄（图6），以此为基础进一步将我国东北地区晚新生代以来的火山/岩浆作用大致划分为10个幕式演化阶段和4个岩浆作用期（刘嘉麒， 1987） .然而，这些研究区主要集中在一些活火山区，而对深大断裂附近分布的单成因古火山时代却鲜有报道.研究区内老虎山碱玄岩覆盖于早侏罗世花岗闪长岩、始新统吉舒组砂岩和中新统水曲柳组砂岩之上，上覆地层可见零星分布的下更新统白土山组黄褐色砂岩（图1c），其中，中新统水曲柳组砂岩地层中包含的无囊松柏类孢粉化石时代为56.0~16.0 Ma（吉林省地质矿产局， 1988）.另外，吉林省地质矿产局（1988）从老虎山火山椎体底部碱玄岩中获取的K-Ar同位素年龄为13.2±0.4 Ma，顶部获取的年龄为7.3±0.1 Ma，基本可以限定火山形成于晚新生代中新世（13.0~7.0 Ma），指示了区域该期次玄武质岩浆作用开始于中新世塞拉瓦莱期（13.8~11.6 Ma），结束于托尔托纳期（11.6~7.2 Ma）.从南至北沿着伊通-舒兰断裂带分布的伊通莫里青火山（14.4 Ma）、吉林后团山火山（13.5±0.5 Ma）、尚志高丽山火山（13.1 Ma）和方正伊汉通火山（14.4 Ma）等火山的活动时代与本文几乎相同（刘嘉麒， 1987），岩浆作用产物均为含橄榄岩包体的碱性玄武岩，这些玄武质岩浆/火山作用的时空展布规律也暗示了在中新世时期伊通-舒兰断裂整体处于断裂活跃期，主要体现在大规模玄武质岩浆沿断裂通道发生喷溢.结合区域上的长白山火山区玄武质火山岩形成时代或岩浆喷溢时间，我们进一步认为研究区老虎山碱玄岩形成时代与长白山火山造高原阶段存在时间上的耦合关系（图6），并与该阶段玄武质岩浆喷溢产物奶头山组玄武岩的成岩时代相近（约13.0 Ma），这可能与我国东北地区发生的玄武岩高原隆起（Li et al.， 2021）乃至太平洋板块俯冲欧亚大陆有着密切关联（Zhu et al.， 2011）.结合野外地层之间的覆盖接触关系及碱玄岩成岩年龄（前文已详述），研究区内出露的老虎山碱玄岩应归属为老爷岭组玄武岩.

5.2　岩浆起源与岩石成因

老虎山火山为裂隙式喷发，呈现出溢流相的火山岩相特征，火山区及周围出露的火山岩性主要为碱玄岩，它们的喷发年龄基本一致（刘嘉麒， 1987）.本文4件碱玄岩样品的主量元素和微量元素与区域晚新生代玄武质火山岩（如长白山火山区粗面玄武岩、玄武岩）的地球化学分馏形式一致，均具有富钾、准铝质火山岩系列特征，并且与原始地幔成分相比，它们呈现出OIB型玄武质岩浆属性（图4）.它们的全碱含量值为6.88%~7.94%，δEu值为0.97~1.05，高Mg^#值（58~61），对应的Ba/La、Ba/Nb和La/Nb值分别为7.78~8.27，3.86~4.17和0.48~0.51，在K₂O+Na₂O-δEu，Ba/La-Ba/Nb和La/Ba-La/Nb岩浆成因类型图解（图7a~7c）中，研究区碱玄岩成分点均落在具有相对单一地幔来源的HIMU型地幔（高U/Pb富集型地幔）源区附近，该期次碱玄岩整体具有富集型地幔来源的玄武质岩浆形成的特征.那么，这种富集型地幔岩浆源区是单一的HIMU型地幔源，还是存在俯冲沉积物的熔融混合源？亦或是幔源岩浆演化过程受到上覆壳源物质的混染？HIMU型玄武岩通常具有极高的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb比值（一般19.5~20.5）（Zartman and Doe， 1981），如南大西洋的圣赫勒拿岛玄武岩，南太平洋库克-澳大利亚群岛的土布艾岛与曼加伊岛玄武岩，而且它们不相容元素U、Th和Pb强烈分馏后具有高的U/Pb 和Th/Pb值，而本文老虎山碱玄岩中的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb 比值范围为17.661~17.675，对应U/Pb与Th/Pb值较低，分别为0.39~0.45和1.16~1.27.目前，有关大陆内部或边缘环境形成的富集型玄武质岩浆的成因主要有以下4种认识：

（1）俯冲脱水洋壳部分熔融产生的熔体交代深部软流圈地幔或软流圈物质与岩石圈地幔相互作用（Liu et al.， 1994）；（2）地幔柱或者热点携带的地幔物质上涌（Liu et al.， 1994）；（3）下地壳物质与软流圈地幔相互作用（Ye et al.， 2022b；Yi et al., 2022）；（4）古老的洋壳物质再循环（Xu et al.， 2020）.由于Nb和U为不相容元素，其比值不易受岩浆部分熔融与结晶分异影响，因此Nb/U值可以用来反映岩浆源区的特征（Hofmann， 1997），而且非富集型OIB型玄武岩具有较一致的Nb/U值（平均52），本文碱玄岩Nb/U值（42~47）位于OIB对应值范围内（36~65，赵振华， 2016），微量元素蛛网图（图4a）中Nb和Ta的正异常以及邻区伊通火山区同时期高的ε_Nd（t）值（3.5~4.9，t=15.0~9.0 Ma，武殿英， 1989）均显示出区域玄武质岩浆可能来自软流圈.老虎山碱玄岩中Rb/Sr值均为0.03（地幔值为0.03；Sun and McDonough， 1989），Nb/Ta值为16.09~16.70，高于洋壳值（11）和下地壳值（10）（赵振华， 2016），接近于原始地幔（17.35）、富集大洋玄武岩（E-MORB，17.66）和正常大洋玄武岩（N-MORB，17.65）（Sun and McDonough， 1989）成分.Zr/Hf（44.29~46.84）与Th/U（2.77~3.12）值均接近于OIB型玄武岩（图4）.在Ba/Th-La/Sm图解（图7d）中，老虎山碱玄岩具有向沉积物熔融演化的趋势，与长白山火山区玄武质岩浆演化趋势相似.

在Th/Hf-Ta/Yb源区判别与Th/Yb-Ta/Yb形成环境图（图7e， 7f）中，同样显示出本文碱玄岩成分点落在地幔热柱玄武岩区，形成环境为大陆板内交代环境，而长白山火山区玄武质岩石则表现出了陆内裂谷型玄武岩的特点.这些特征表明研究区碱玄岩初始成岩岩浆可能来自于具有OIB属性的板内地幔交代作用，或富集型地幔在源区受到了一定程度沉积物质的混染，这一点与碱玄岩中低的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb值及具有地幔源值范围的Δβ（7.7~8.1）与Δγ（5.4~6.5）值相符合，进一步表明研究区碱玄岩的成岩岩浆来自富集型地幔源区，同时也暗示了研究区碱玄岩与长白山火山区玄武质火山岩在成因方面具有不同的岩浆源区属性.研究区碱玄岩中的橄榄石与斜方辉石在镜下可以观察到斑晶边部均受到了不同程度的熔融作用（图2d~2e），在此过程中两种矿物中的亲铁元素Cr和Ni进入熔体，并在岩浆作用过程中表现出了不相容元素的性质（Tsuchiya et al.， 2005），对应元素值范围均在板片熔融/地幔混合演化线附近（图8），指示了来自软流圈的玄武质岩浆与上覆地幔之间反应的结果，同时也说明了这些沉积物质的混合更可能由俯冲洋片的部分熔融产生.Putirka（1999）认为玄武质岩浆中Na/Ti值随其形成的平均压力增加而降低，即岩浆形成的深度越大，对应的Na/Ti值越低，通过其富集型地幔动态模型获得本文碱玄岩形成深度约在93~105 km，与区域长白山火山区同时段奶头山组玄武岩成岩深度相近（图9b）.另外值得关注的是，研究区的老虎山火山喷发以单一的玄武质岩浆单批喷溢为主，并且火山熔岩在上升、就位过程中基本没有受到地壳物质混染，未在研究区玄武质火山岩内发现地壳捕掳体或地壳物质混合证据，同时也间接认证了岩浆源区是以OIB性质的地幔为主.关于伊通-舒兰断裂带晚新生代火山岩产出的构造环境长期以来存在较大争议，主要有如下3种：与地幔柱活动有关的构造环境（张辉煌等， 2006）；与太平洋板块的俯冲作用有关（Zhu et al.， 2011）；古老的壳源物质再循环（周琴等， 2010）.刘嘉麒等（1987）认为我国东北地区晚新生代火山岩带的时空展布呈中间形成时间早、两侧晚的规律，且深大断裂普遍控制着晚新生代火山岩的展布.我国东部发育有侏罗纪-白垩纪拼贴增生杂岩、吉黑东部早-中侏罗世钙碱性火山岩组合、小兴安岭-张广才岭地区同时代的双峰式火成岩组合及与伊通-舒兰断裂形成密切相关的A型花岗岩（Ye et al.， 2022a），这些岩体的存在均表明古太平洋板块在早-中侏罗世已经俯冲至我国东北陆块，中生代开始整个东北地区已受到古太平洋构造体系控制或直接影响.进入晚新生代新近纪（23.0~2.6 Ma），太平洋板块的俯冲与后撤促使整个东北地区处于弧后伸展环境（Zhu et al.， 2011）.另据地震层析成像显示（Zhu et al.， 2011），我国东北地区深部约410~660 km地幔过渡带中存在高速异常，将其解释为太平洋板块俯冲至地幔过渡带中的滞留板片，Li et al.（2020）通过大地电磁方法，进一步验证了东北地区深部存在低电阻率异常，并指示了该异常值的出现可能与水或水诱发的部分熔融有密切关联.结合晚新生代伊通-舒兰断裂构造演化背景、区域晚新生代玄武质岩浆作用（徐义刚等， 2018）、研究区碱玄岩的形成时代和其具有的碱性玄武岩特征来看（前文已述），老虎山火山区碱玄岩/火山成因应与太平洋板块的俯冲作用有关.

5.3　构造意义

新生代伊舒地堑整体进入裂谷盆地演化阶段，从渐新世（E₃）到中新世（N₁），太平洋板块与欧亚板块的相对汇聚速率明显增大，伸展活动逐渐减弱，对应挤压构造活动逐渐凸显.在早中新世-中中新世，太平洋板块与欧亚板块的相对汇聚速率减低，区域开始发生伸展作用.进入晚中新世-上新世，汇聚速率再次明显增大，诸多早期的伸展盆地进入整体抬升或缩减期.约在15.0 Ma，东亚大陆边缘主要以东西向的挤压环境为主（Yin et al.， 2012），与之相对应的是东亚大陆东部边缘一系列弧后盆地的裂解及逆冲断层与褶皱带的发育.另据中国大陆构造环境监测网络GPS观测数据和伊通-舒兰断裂区域测震资料（Wang et al.，2011）显示，东北地区一系列NNE走向的区域性深大断裂均产生了不同程度的张性应变，其中研究区伊舒断裂带（舒兰段）在更新世以来仍有压扭性质的断层活动（闵伟等， 2011）.综合以上分析，伊舒断裂带在中新世的中-晚阶段整体处于一个以伸展构造环境为主的构造演化期.

根据本次野外地质调查，在研究区内分布的老黑山、黑山背、四方山、分水岭、老君庙等27座单成因火山NE向的规律性排列，空间上基本定义了该段走向延续的伊通-舒兰深大断裂带在研究区内是客观存在的（图1c）.研究区发生的现代小型构造地震大部分也沿该段断裂规律性分布，这些测震数据的结果也表明，在火山区下方深部存在NE向延伸且垂向延伸深度至少大于15 km的深大断裂（白海龙等， 2010），断裂性质推测为右旋逆断层.全FeO和Na₂O分别是受压力和熔融程度控制的指示元素，玄武质岩浆中的全FeO含量主要受初始熔融深度（压力）影响，而Na₂O含量的变化则代表岩浆经历从初始熔融深度到最后结晶深度的熔融程度变化.因此，根据聚集分离部分熔融模型中的Na₂O-全FeO地幔动态熔融模拟曲线，也可以限定并获得玄武岩熔融的初始深度压力值和熔融停止、分离时的最终形成深度压力值（张辉煌等， 2006），以此反演获得本文碱玄岩初始形成深度区间值约在92~114 km范围内.另外，玄武岩中的Na/Ti值可以灵敏地指示其岩浆形成深度，因为Na在单斜辉石和熔体之间的分配系数随压力升高而增加，而Ti在单斜辉石、石榴子石和熔体之间的分配系数随压力升高保持恒定或降低，不易受分离结晶或壳源物质混染的影响（赵振华， 2016），因此，玄武岩岩浆的Na/Ti值随其形成的平均压力增加而降低，即岩浆形成的深度越大，Na/Ti值越低.据Kinzler（1997）和Putirka（1999）模拟地幔熔融计算方法，熔融曲线计算假定熔融起始于地温线与固相线相交对应的深度，终止于岩石圈-软流圈界面，熔融速率为0.01/kbar（1 kbar=0.1 GPa），F=0.01时熔体就与熔融残余分离，每条曲线上的刻度代表在初始熔融深度之上每下降1 kbar，就会产生1%增量的熔体并分离，将玄武岩中的Na/ Ti和Sm/Yb比值与熔融曲线进行拟合，可以定量约束熔融深度和岩石圈厚度.以此获得本文碱玄岩成岩岩浆形成深度约在93~105 km（图9b），进一步约束并限定了老虎山火山区玄武质岩浆的形成深度范围.结合区域地球物理资料（图9a）和本文模拟计算获取的碱玄岩形成深度，进一步证实了伊舒断裂是一条超岩石圈深大断裂，推测其在区内的纵向延伸深度约为93~105 km.另外，舒兰段出露的断层处获取的气体地球化学数据表明，以断层为中心向两侧延展，Hg及CO₂浓度较高，表现出高值特征（盘晓东等， 2017），其气体涌溢可能与NE向伊舒断裂有密切关联，气体沿断裂通道自下而上垂向迁移.以上证据均表明NE向伊舒断裂带在研究区内是客观存在的.结合老虎山碱玄岩成岩年龄，笔者认为熔岩构造形成时间应稍早于13.0 Ma.在Th/Hf-Ta/Hf图解（图7e）以及Th/Yb-Ta/Yb图解（图7f）中，样品点落在地幔热柱玄武岩区和板内交代富集型地幔源区，并且在晚新生代中新世（13.0~7.0 Ma）火山区整体处于一个以伸展为主的构造活动环境，伊舒断裂的存在为火山深部的岩浆上升和裂隙式喷发提供了通道和空间.

6 结论

（1）根据区域地质和碱玄岩K-Ar同位素测年结果资料综合分析，研究区碱玄岩成岩时代整体属中新世，应归属为中新统老爷岭组玄武岩地层.

（2）岩石属碱性、准铝质、钾质玄武质岩系列，富集Nb、Ta、Th、U等高场强元素和Rb、Ba、K等大离子亲石元素，具有OIB型玄武岩属性.岩浆源区具有富集型地幔源特征，并混有少量洋壳沉积物.

（3）老虎山中新世玄武质岩浆裂隙式喷发发生在伸展构造环境中，可能与太平洋板块的俯冲作用或俯冲后的板块回撤有关.

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附表见本刊官网（http://www.earth-science.net）.

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基金资助

中国地震局地质研究所国家野外科学观测研究站项目(RSCBS22-06)

吉林省地震局青年科技发展课题(JZQ-202402)

中国地震局地震科技星火计划攻关项目(XH23013B)