0 引言

研究区位于大兴安岭的北部，行政区划属于黑龙江省新林地区。在研究区的大乌苏一带发育一套浅变质的、夹基性火山岩和碳酸盐岩的砂泥岩系(文中称之为大乌苏混杂岩)，该套岩层在1997年黑龙江省地层清理指南中，根据其岩性特征统一将其归为新元古界—下寒武统倭勒根群^[1-2]。该混杂岩与区域上环宇、吉峰、红花尔基、塔尔根、新林等地发育的沉积建造属于发育于不同构造部位的同一套地层序列。通过几年的野外研究及室内分析，我们认为出露于大乌苏境内的“倭勒根群”具备3个基本特征：①各岩石组合之间基本无序或部分有序；②混杂(构造混杂或沉积与构造复合混杂)；③不服从史密斯地层学的基本定律(瓦尔特相律和化石层序律)。基于以上诸多因素对出露于大乌苏境内的“倭勒根群”重新命名为“大乌苏混杂岩”比较合适。新林地区大地构造位置处于额尔古纳陆块与大兴安岭弧盆系的接合部，环宇—新林蛇绿混杂岩带通过本区，是研究古亚洲洋形成演化的重要地区之一。笔者着重利用近些年岩石地球化学应用于沉积学^[3-5]、造山带地层学方面所取得的重要研究方法及手段^[6-10]，对位于新林地区的大乌苏混杂岩进行了岩石地球化学及锆石LA-ICP-MS定年研究。这项工作不但填补了大乌苏混杂岩岩石地球化学的空白，而且对其形成时代及该区早古生代沉积建造产出的构造背景提出了新的制约。

1 区域地质概况及岩石学特征

研究区西距新林15 km，大地构造属于天山—兴蒙造山带的东段，处在塔源—新林—喜桂图活动带之上，西侧为兴安地块，东侧为松嫩地块 ^[11]。根据资源潜力评价构造划分方案，本区位于大兴安岭弧盆系(二级构造单元)中的红花尔基—新林蛇绿混杂岩带(又名环宇—新林蛇绿混杂岩带，三级构造单元)的东北部(图 1)。区内发育构造混杂岩，表现为不同性质、不同来源的岩块或岩片经强烈构造变形而混杂在一起，反映了古亚洲洋复杂的演化发展历史。根据野外观察及室内分析，基质岩石组合为变质长石石英砂岩、变质长石杂砂岩、变质长石砂岩、长石石英岩、石英片岩、二云片岩、千枚岩、板岩、微晶灰岩、方解石大理岩、微晶片岩等；岩块岩石组合主要为片理化角斑岩、细碧岩，变中基(酸)性熔岩夹硅质页岩，钠长方解绿帘绿泥片岩，斜长角闪岩，绿泥钠长阳起片岩等，岩块原岩恢复基本为玄武岩，其中还有显示为洋中脊玄武岩(蛇绿岩残片)。该套混杂岩被中生代火山岩覆盖。

①王莹.1∶20万塔源幅区域地质调查报告.哈尔滨：黑龙江省地质矿产局，1985.

1.1 基质

石英片岩 风化面灰褐色，新鲜面浅灰色，片状粒状变晶结构，片状构造。矿物成分为石英(体积分数50%±)、黑云母(体积分数30%±)、白云母(体积分数12%±)、钾长石(体积分数8%±)，云母以片状集合体呈带状与石英等相间定向分布，形成片状构造。其原岩为石英砂岩。

二云片岩 风化面灰褐色，新鲜面浅灰色，粒状鳞片变晶结构，半自形—他形片状构造。矿物成分主要为黑云母(体积分数50%±)、白云母及少量绿泥石，云母以鳞片片状集合体定向分布。

变质细粒长石杂砂岩 风化面黄褐色，新鲜面浅绿灰色，中粒砂状结构，致密块状构造。碎屑为更中长石，颗粒晶面泥化、强绢云母化而混浊，正低突起，干涉色为Ⅰ级灰白色，但受其混浊的影响很大，颗粒大小多数为0.25~0.50 mm，少量0.10~0.25 mm，体积分数为75%±；黑云母，不规则片状，均已被白云母所替代，并析出铁质，呈交代残余假象结构，颗粒大小为0.25~0.50 mm，少量。胶结物具显微粒状鳞片变晶结构，矿物成分为显微鳞片状的绢云母，部分绿泥石、隐晶质和少量微晶石英及金属矿物磁铁矿等，矿物粒度均＜0.10 mm。其中，绢云母、微晶石英等系原岩中的泥质、硅质经变质重结晶而来。以上矿物以混晶集合体的形态分布在碎屑周围，体积分数为25%±。

变质长石石英砂岩 风化面灰色，新鲜面灰白色，变余中细粒砂状结构、显微鳞片粒状变晶结构，变余层理构造。碎屑成分为石英，部分斜长石、钾长石等；石英(体积分数60%±)呈次圆状椭圆状、透镜状，边缘呈不规则状，无色透明，正低突起；斜长石(体积分数15%±)为更中长石，呈次棱角状次圆状，颗粒晶面泥化而不均匀混浊，正低突起，细而密的聚片双晶模糊可见，碎屑磨圆度中等，分选性较好。胶结物(体积分数25%±)具显微鳞片粒状变晶结构，矿物成分主要由重结晶的他形粒状、不规则状微晶石英、长石和部分显微鳞片状绢云母及少量铁质等组成，系原岩中泥质经过变质重结晶而来，以混晶集合体的形式定向分布在碎屑之间，胶结类型属孔隙式基底式胶结。

变质长石砂岩 风化面灰褐色，新鲜面深灰色，变余细粒砂状结构、显微鳞片片状变晶结构，片麻状构造。矿物成分为石英、钾长石和斜长石等。其中，石英(体积分数45%±)呈无色透明，正低突起；钾长石(体积分数20%±)为正长石和少量条纹长石(具条纹结构)，颗粒晶面泥化而较为混浊，负低突起，不显双晶；斜长石(体积分数20%±)为更中长石，颗粒晶面泥化、绢云母化而较为混浊，正低突起，细而密的聚片双晶模糊显示，碎屑磨圆度中等，分选性较好。胶结物(体积分数15%±)具显微鳞片片状变晶结构，矿物成分主要由显微鳞片片状绿泥石，部分细小片状黑云母、鳞片状白(绢)云母和少量金属矿物磁铁矿等组成，系原岩中泥质经变质重结晶的产物，以鳞片片状混晶集合体断续定向分布在碎屑之间，形成片麻状构造，胶结类型属孔隙式胶结。

长石石英岩 风化面灰褐色，新鲜面浅灰色，细粒粒状变晶结构，致密块状构造。矿物成分石英(体积分数80%±)，他形粒状，部分边缘呈齿状，无色透明，正低突起，具波状消光，均匀分布；钾长石(体积分数10%±)为正长石、条纹长石(具条纹结构)和少量微斜长石(具纺锤状格子双晶)；斜长石(体积分数10%±)为更中长石，半自形板粒状，颗粒晶面弱泥化而略显混浊(图 2a)。

方解石大理岩 风化面黄褐色，新鲜面灰白色，细粒粒状变晶结构，致密块状构造。矿物成分方解石，呈半自形—他形粒状，无色透明，闪突起显著，菱形解理极完全，聚片双晶发育，且双晶纹平行菱形解理长对角线，干涉色为高级白，颗粒大小为0.20~1.50 mm，体积分数为99%±(图 2b)。

1.2 岩块

角斑岩 风化面深褐色，新鲜面深灰绿色，斑状结构，基质具交织结构、中空骸晶结构，致密块状构造。斑晶(体积分数2%±)为钠长石，呈自形—半自形板状、板粒状，边缘具熔蚀现象，颗粒晶面大多较纯净透明，少数泥化、绢云母化而稍微较为混浊，负低突起，大多无双晶，少数可见钠长石聚片双晶；基质(体积分数98%±)具交织结构，矿物成分主要由长条状斜长石微晶，柱状、纤维状阳起石，少量绿泥石、绿帘石和金属矿物磁铁矿等组成，其中，斜长石边缘呈锯齿状，少数内部中空，构成中空骸晶结构(图 2c)。

变质杏仁状细碧岩 风化面黑褐色，新鲜面灰绿色，变余斑状结构，基质具粒状鳞片变晶结构，杏仁状构造。斑晶(体积分数10%±)为钠长石，呈自形—半自形板状、板粒状，边缘具熔蚀现象，颗粒晶面较为洁净透明，大多具弱绢云母化、碳酸盐化，部分斑晶裂纹发育，裂隙被绿泥石、绿帘石集合体充填；基质(体积分数80%±)具粒状鳞片变晶结构，矿物成分为绿泥石、绿帘石、钠长石和少量绢云母、方解石、磁铁矿等，其中，绿泥石、绿帘石混晶集合体呈条带状、缎带状定向排列，构成片麻状结构；杏仁体(体积分数10%±)呈拉长的透镜状或不规则的长条状，被绿泥石集合体或微晶石英、绿帘石、绿泥石、方解石等矿物组成的混晶集合体充填(图 2d)。

钠长阳起片岩 风化面黄褐色，新鲜面浅灰绿色，中细粒粒状柱状变晶结构，片状构造。矿物成分：阳起石呈自形—半自形短柱状、纤维状、针柱状等，浅绿色淡黄绿多色性较为显著，正中突起，干涉色为Ⅰ-Ⅱ级，颗粒大小多数为1.00~3.50 mm，部分为0.10~1.00 mm，大多数以纤维状、针柱状集合体与钠长石、石英等粒状集合体相间而定向分布，形成片状构造，体积分数为55%±；钠长石半自形板粒状，颗粒晶面洁净透明，负低突起，可见简单双晶，干涉色为Ⅰ级灰白色，颗粒大小多数为0.10~0.20 mm，部分＜0.1 0 mm，与石英组成粒状集合体定向分布，体积分数为12%±；石英他形粒状，无色透明，正低突起，干涉色为Ⅰ级灰白色，颗粒大小多数为0.10~0.20 mm，部分＜0.10 mm，多与钠长石组成粒状集合体定向分布，石英体积分数为33%；绿泥石，不规则鳞片状，浅绿色无色多色性显著，正低突起，干涉色为Ⅰ级灰色，颗粒大小均＜0.10 mm，体积分数为3%±。副矿物为磁铁矿，细小粒状，零散状分布，少量。

1.3 蛇绿岩残片

黑云阳起钠长片岩 风化面不均匀黄褐色，新鲜面浅绿灰色，细粒片状柱状粒状变晶结构，片状构造。钠长石(体积分数50%±)半自形—他形板粒状、粒状，颗粒晶面洁净透明，负低突起，少数可见聚片双晶，较大颗粒中可见针柱状的阳起石细小嵌晶，以粒状集合体沿长轴而定向分布；阳起石(体积分数30%±)半自形板柱状、柱粒状、针柱状等，草绿淡黄绿色，多色性较为显著，正中突起，与黑云母组成集合体及钠长石粒状集合体相间而定向分布，形成片状构造；黑云母(体积分数20%±)呈显微鳞片状、叶片状，褐色浅褐黄色，多色性显著，正中突起，以鳞片片状集合体定向分布。

斜长角闪岩 风化面灰黄褐色，新鲜面深绿灰色，细粒粒柱状变晶结构，致密块状构造。原岩为玄武岩，普通角闪石(体积分数60%±)半自形板状、板柱状，横切面呈近菱形的六边形，绿色淡黄绿色，多色性显著，正中高突起；斜长石(体积分数30%±)为钠更长石，半自形板粒状，颗粒晶面不均匀泥化、弱绢云母化而稍微混浊；黑云母(体积分数10%±)半自形—他形片状、叶片状，褐色浅褐黄色，多色性显著(图 2e)。

变质角斑岩 风化面褐灰色，新鲜面浅灰绿色，斑状结构，基质具显微鳞片粒状变晶结构，致密块状构造。斑晶为斜长石和角闪石等。其中，斜长石为钠更长石，呈自形—半自形板状、板粒状，颗粒晶面具钠黝帘石化而较为混浊；普通角闪石呈半自形板柱状，横切面呈六边形，均被绿帘石、方解石、石英等混晶集合体所交代，无残留，只保留其外形轮廓。基质(体积分数95%±)主要为显微粒状的绿帘石、钠长石，部分由显微鳞片状绿泥石、黑云母和少量隐晶质及金属矿物磁铁矿等组成，以混晶集合体的形式分布在斑晶周围(图 2f)。

2 元素地球化学特征

样品主、微量元素测试单位由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，取样中虽然尽量选取新鲜、蚀变微弱的岩石，但该混杂岩体普遍存在黏土化、绢云母化、白云母化，使得主量元素分析结果中烧失量较高。大乌苏混杂岩体主量、微量和稀土元素分析结果见表 1。

2.1 主量元素 2.1.1 原岩恢复

基质镜下特征可见变余砂状结构及变余层理构造，为明显变质沉积岩；岩块及蛇绿岩残片部分可见变余斑状结构等，具有火成岩结构特征。在(al+fm)－(c+alk)-si图解(图 3)中，基质落入厚层泥岩、砂岩区；岩块全落入火山岩区；蛇绿岩残片全落入火山岩区。

2.1.2 基质主量元素

基质的SiO₂质量分数较高，为66.71% ~88.47%，Al₂O₃质量分数为4.84%~16.89%，TFeO为0.59%~4.39%，MgO质量分数0.20%~2.17%，CaO质量分数0.08%~2.05%，Na₂O+K₂O质量分数为1.82%~6.24%。A/CNK为1.36~2.81。反映岩石化学成熟度的指数 A/ NK值为1.81~3.03，平均为2.52，指示沉积物属近源区，成熟度不高。

基质多数为铝过饱和类型，即w (Al₂O₃)＞ w(K₂O+Na₂O+CaO)；Al₂O₃/(CaO+Na₂O)比值在基质中为1.88~41.53，K₂O/Na₂O比值在多数基质中大于1，反映了大乌苏混杂岩原岩类型的不同。

2.1.3 岩块及蛇绿岩残片主量元素

岩块的SiO₂质量分数低，为43.44%~54.49%，平均为48.08%；TiO₂较高，为1.12%~1.71%，平均为1.53%；Al₂O₃质量分数为15.30%~18.78%，平均为16.97%；TFeO 为7.09%~10.04%；MgO低，质量分数为4.45%~8.81%，平均为6.14%；CaO质量分数3.74%~12.54%，w (Na₂O+K₂O)=3.57%~8.12%。A/CNK为0.90~1.53，样本均小于3.3。岩块大多数为铝过饱和类型，少数为正常类型。

蛇绿岩残片的SiO₂质量分数低，为42.33%~49.51%，平均为45.97%；TiO₂较高，为1.23%~1.78%，平均为1.51%；Al₂O₃质量分数为16.33%~19.12%，平均为17.66%；TFeO 为9.25%~12.01%；MgO低，质量分数为4.06%~11.45%，平均为7.01%；CaO质量分数为6.51%~10.33%， w (Na₂O+K₂O)=3.08%~5.68%。A/CNK为1.26~1.68，样本均小于3.3。大多数为铝过饱和类型，少数为正常类型。在里特曼指数σ值划分岩系类型中，属偏铝质钙碱性系列，高铁镁、富钙基性岩。根据〔Rohoy(1976)〕岩石化学成分及特征对比表，应属大洋壳大陆壳下部的基性火成岩。

岩块多数为铝过饱和类型，即w (Al₂O₃)＞ w(K₂O+Na₂O+CaO)；在岩块火山岩中K₂O/Na₂O比值小于1，反映了大乌苏混杂岩原岩类型的不同。

在w (SiO₂)-AR(碱度率)图解(图 4)中,岩块及蛇绿岩残片全部落入碱性系列区。在w (SiO₂)- w (K₂O)图解(图 5)中，主要落于拉斑玄武岩系列及钙碱性系列。

2.2 微量元素 2.2.1 基质微量元素

不同岩石类型稀土元素总量(REE)高，为(81.79~324.70)×10^-6，且相差较大；轻重稀土比值LREE/HREE为2.56~7.03(平均3.86)，(La/Yb)_N为5.69~20.69(平均9.86)，远大于1，表明LREE和HREE分异程度高，富集轻稀土元素。δEu样品均小于1，总体反映出弱亏损亏损型。

在稀土元素配分曲线图(图 6)上，曲线总体均表现出不对称右倾型，不同岩类的倾斜程度略有差别。轻稀土元素略显陡倾，说明其分馏程度略高；重稀土元素曲线均较为平缓，说明其分馏程度较低。基质中从变砂岩至片岩曲线总体呈下移趋势，Eu由弱负异常到负异常。在微量元素比值蛛网图(图 7)上，基质岩石强烈亏损Sr、P、Ti、Ba以及Nb、Ta等元素，相对富集K、Nd、Hf元素，反映出了岛弧沉积环境的特征。

2.2.2 岩块及蛇绿岩残片微量元素

岩块稀土元素配分曲线见图 8a，稀土元素球粒陨石标准化图中与洋岛玄武岩(OIB)特征类似，富集轻稀土元素，轻稀土分馏程度较高。稀土总量变化较大，w(∑REE)为(102.90~208.30)×10^-6(平均为160.07×10^-6)，属于高丰度型，其轻重稀土比值LREE/HREE=1.66~6.96(平均2.97)，(La/Yb)_N多数样品比值为3.02~8.66(平均6.32)(1 个样品为24.29)，(La/Sm)_N比值为2.84~5.68

(平均4.66)，指示轻稀土元素富集，δEu=0.86~1.09，铕属无异常弱正异常型，指示源区没有斜长石残留，斜长石分离结晶作用不明显。在微量元素原始地幔标准化图解中(图 8b)，岩块岩石部分样品富集Ba、K、Sr等大离子亲石元素，相对亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素，Cr/Ni比值均大于1。

蛇绿岩残片稀土元素配分曲线见图 9a，曲线总体表现较平直，略显对称右倾型，稀土总量变化较大，w(∑REE)为(86.29~131.30)×10^-6 (平均为107.91×10^-6)，属于高丰度型，其轻重稀土比值LREE/HREE=1.71~2.32(平均1.95)，(La/Yb)_N比值为4.43~5.06(平均4.68)，(La/Sm)_N比值为2.80~4.34(平均3.59)，轻稀土分馏程度较高，即富集轻稀土元素。δEu=0.98~1.52，铕属无异常弱正异常型，指示源区无明显斜长石分离结晶作用。在微量元素原始地幔标准化图解 (图 9b) 中，样品富集Ba、K、Sr等大离子亲石元素，相对亏损Nb、Ta、Zr等高场强元素。从图中可看出蛇绿岩残片的微量元素丰度值高于岩块的丰度值，但两者的曲线形态略显一致，反映了两者可能为同源岩浆的产物，但存在一定的分异演化特征。

岩块及蛇绿岩残片样品的Ni、Cr体积分数较低，低于原生玄武岩浆，表明该玄武岩经历了显著的橄榄石、单斜辉石等镁铁质矿物的分离结晶。在微量元素与MgO的相关性图解中(图 10)，相容元素Cr、Ni与MgO呈正相关，可能是由橄榄石和单斜辉石的分离结晶所致；不相容元素Zr、Y与MgO的相关性不明显，这暗示角闪石分离结晶作用不明显。

3 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学 3.1 样品选择

在大乌苏西南沙兰山图幅大乌苏混杂岩的实测地质剖面SPM7中，选择出露连续、岩石新鲜的细碧岩(SPM7-9-1) 进行测试，采样地点的地理坐标为：北纬51°44′03″，东经124°30′36″。样品风化面灰褐色，新鲜面浅绿的灰色，斑状结构。基质具细碧结构，杏仁状构造。斑晶为斜长石，其种属为钠更长石，颗粒晶面较洁净透明，部分有弱绢云母、碳酸盐化，聚片双晶较清晰显示，大小为0.50~0.80 mm，体积分数为2%±。基质具细碧结构，矿物成分由斜长石，部分微晶方解石、绿泥石化的辉石，少量磁铁矿等组成。其中，斜长石为钠更长石，呈板条状，边缘具齿状，部分具中空骸晶结构，颗粒大小多数为0.10~0.40 mm，少数＜0.10 mm，杂乱分布构成不规则格架，其间填隙有微晶方解石、绿泥石化的辉石、磁铁矿等细小颗粒，构成细碧结构，体积分数为93%±。杏仁体呈椭圆状、不规则状，被绿泥石、方解石集合体所充填，其大小为0.20~1.00 mm，杂乱分布，体积分数为5%±。副矿物为磁铁矿，细小粒状，星散状分布，少量。

样品变质石英砂岩(SPM1TC56) 采自沙兰山剖面SPM1，采样地点的地理坐标为：北纬51°40′35.1″，东经124°51′10.3″。风化面黄褐色，新鲜面灰白色，变余砂状结构，部分见显微鳞片粒状变晶结构，块状构造。碎屑颗粒主要为石英，部分钾长石。其中，石英多数呈次棱角状次圆状，部分为压扁拉长的透镜状、条带状，具波状消光，部分变形为亚颗粒状，颗粒大小多数为0.50~2.00 mm，部分为0.20~0.50 mm，体积分数为90%±；钾长石主要为条纹长石(具条纹结构)，部分微斜长石(具纺锤状格子双晶)，呈次棱角状次圆状，颗粒晶面泥化、绢云母化而较为混浊，颗粒大小为0.30~2.00 mm，体积分数为5%±。显微鳞片状绢(白)云母、绿帘石等以混晶集合体的形式呈条带状定向分布在碎屑颗粒之间，体积分数5%。不透明矿物有少量磁铁矿。

3.2 分析方法与结果

对采集的样品在详细的野外地质观察基础上，分别采集大乌苏混杂岩岩块中细碧岩和基质中变质石英砂岩约1.50 kg。碎屑锆石分选在河北省廊坊市区域地质调查研究所实验室完成。将锆石置于环氧树脂浇铸的圆形样品靶上，凝固后磨蚀和抛光至约一半，使锆石内部暴露。对其进行透射光、反射光和阴极发光(CL)图像摄取和结构分析。锆石制靶、显微图像的采集和U-Pb同位素定年均在天津地质矿产研究所实验室完成。使用激光烧蚀多接收器等离子体质谱仪(LAMCICP MS)测定锆石U-Pb同位素年龄。实验采用He作为剥蚀物质的载气，用人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610进行仪器最佳化。每做8个未知点插做一个GJ-1标准锆石。测试时采用的剥蚀激光直径为35μm。数据离线处理采用软件ICPMS DataCal完成。并采用Isoplot3.0程序^[12] 进行锆石加权平均年龄的计算及谐和曲线绘制。测得的锆石单点数据误差均为1σ。因年轻锆石(＜1 000 Ma)中放射性成因²⁰⁷Pb体积分数低，分析中容易产生较大的误差，因此采用更为可靠的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄，而对于较老锆石(>1 000 Ma)则使用²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄。测试数据见表 2、表 3。

样品岩块中的细碧岩(SPM7-9-1)用于分析测试的锆石呈自形晶，显微镜下主要为无色透明，多呈短柱状，粒径50~150 μm，长宽比为2∶1~1∶1，多数锆石发育扇形分带，部分锆石发育震荡环带(图 11)，锆石Th/U为0.299~1.251，显示岩浆锆石的特征。该样品总共分析了25个测点，其中分析点主要选择锆石中那些具有明显震荡环带区域中。11个测点年龄位于谐和线上集中分布，其²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为(477.3±2.7)Ma，MSWD=0.06(图 12)，代表岩浆结晶年龄，表明细碧岩形成时间为早奥陶世。由于细碧岩是偏基性岩石，本身岩石结晶的时候锆石就少，岩浆上升的时候往往捕获围岩的锆石，其余13个测点和谐度较差，应为围岩锆石。

基质中变质石英砂岩(SPM1TC56)分选出的锆石粒径多为30～100 μm，多数为浑圆状，部分为长柱状。阴极发光图(图 13)显示，大部分锆石具有明显的振荡环带。对50粒碎屑锆石进行了U-Pb年龄测定，分析数据见表 3。结果显示Th/U比值变化范围为0.323 4～2.344 1，大多数大于0.500 0，表明这些锆石主要来自岩浆岩物源区。在²⁰⁷Pb/²³⁵U- ²⁰⁶Pb/²³⁸U谐和图上，大多数锆石在谐和线附近分布，少数点在不一致线分布。年龄结果为463~1 892 Ma，对所有锆石测定年龄做频率分布图(图 14)。从图中可以看出，年龄峰值主要集中在~468 Ma，约占所测数据的90%。还有少量前寒武纪年龄，分别是588~869 Ma，1 109~1 892 Ma，说明奥陶纪时期源区来源岩石类型复杂。峰值年龄为~468 Ma的年龄应代表本区基质主体岩石的沉积年龄下限。大兴安岭北部新林地区大乌苏混杂岩至少在奥陶纪以后沉积。

4 讨论 4.1 大乌苏混杂岩岩块和蛇绿岩残片成因分析

前人^[13]对倭勒根群中的变火山岩地球化学研究也认为其变玄武质岩石的化学成分分别具有拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩的特征，稀土元素配分模式显示轻稀土富集，重稀土元素亏损，与OIB和钙碱性玄武岩相似，不同于NMORB，变中、酸性火山岩则具有钙碱性火山岩特征。

本区大乌苏混杂岩岩块和蛇绿岩残片显示部分Nb、Ti轻微亏损，其中岩块比蛇绿岩残片亏损程度大，并且不同程度的富集Pb，说明岩块和蛇绿岩残片遭受了地壳的混染。大乌苏混杂岩岩块和蛇绿岩残片的Mg^#变化范围分别为53.20~66.30和47.90~66.70，明显低于夏威夷OIB和MORB的Mg^#值(分别为88.20±40.30和89.20±0.20)^[14]，在海底或空气中蚀变也可能导致MgO质量分数的变化，也可能与样品遭受地壳物质混染有关。岩块和蛇绿岩残片微量元素总体特征更类似OIB或者EMORB，而与NMORB 和岛弧玄武岩相差较大。一般板内玄武岩(包括OIB) 在原始地幔蛛网图上，具有HFSE 强烈分异的“大隆起”型的分布特征，而岛弧玄武岩则以Nb、Ta、Ti 的亏损和Th 富集为特征^[15]，本区样品绝大多数的HFSE不分异，不具有Nb、Ta 、Ti 亏损和Th 富集特征，并具有LREE 富集特征，总体更类似于OIB特征。根据原始地幔Zr/Nb值，可将其源区分为亏损地幔型(Zr/Nb>18)，过渡型和富集地幔型(Zr/Nb ＜18)^[16]。本区岩块样品Zr/Nb平均值为11.56，蛇绿岩残片样品Zr/Nb平均为11.49，指示玄武质岩浆由过渡型地幔或富集型地幔部分熔融产生。

在玄武岩 Ti/100-Zr-Y*3图解(图 15)中，岩块样品主要落入板内玄武岩(包括洋岛和大陆玄武岩)中，蛇绿岩残片样品具有洋中脊特征。在玄武岩构造环境Nb*2-Zr/4-Y图解(图 16)中，样品主要显示为板内拉斑玄武岩的特征。板内玄武岩、岛弧和活动大陆边缘玄武岩都可以受地壳或岩石圈混染常常具有低的TiO₂、Nb和Ta的特征。Zr、Y都是不活泼元素，在一般的蚀变及变质作用条件下不易变化，地壳混染作用对于Zr 、Y等元素的原始浓度不会产生重大影响，它们仍然保持了大陆板内玄武岩的高Zr质量分数和高Zr/Y的特点，对于那些具有似消减带信号的大陆板内玄武岩，可以根据其Zr质量分数和Zr/ Y值区分其是否为岛弧或活动大陆边缘性质。在本区大乌苏混杂岩岩块和蛇绿岩残片样品Zr/ Y-w(Zr)图解上分别投在WPB区域和洋中脊玄武岩之中(图 17)。因此，本文认为大乌苏混杂岩岩块及蛇绿岩残片类似于具有OIB性质的板内玄武岩和洋中脊玄武岩特征，岩浆来源于富集组分，并受地壳物质的混染。

4.2 大乌苏混杂岩的厘定

该套混杂岩1985年塔源幅1∶20万区调报告^①曾将倭勒根群划为安娘娘桥组(O₁a)、黄斑脊组(O₁h)和樟松山组(O₁z)，各组之间的关系为整合接触。安娘娘桥组岩石组合为泥质粉砂岩、变酸性火山岩，少量大理岩，另偶见安山岩薄夹层；黄斑脊组岩石组合为变石英砂岩夹变角斑岩；樟松山组岩石组合以变中性岩为主，夹变酸性熔岩和细碎沉积岩。从各组岩石组合来看都比较相近，以一种岩性为主夹其他岩性，使3组之间岩石组合较模糊。从各组之间的关系来看，可以是组与组的接触关系，也可以是组间的接触关系。其接触关系为整合，但在实际工作中本区没有发现整合的接触关系，都是断层接触或侵入接触关系。

①王莹.1∶20万塔源幅区域地质调查报告.哈尔滨:黑龙江省地质矿产局，1985.

该套混杂岩在1∶25万兴隆幅区调报告^②沿用《黑龙江省岩石地层》^[2]中倭勒根群的名称。其岩石组合为一套浅变质岩系，自下而上划分为吉祥沟组和大网子组，在对比应用中其定义存在扩大化，不仅指分布于呼玛县倭勒根河流域的一套浅变质岩系，新增加了新林区大乌苏河流域的岩石组合。因此，整体1∶25万兴隆幅区调报告中沿用的倭勒根群无法与倭勒根创名剖面片岩组合对比。

②梁科伟.1∶25万兴隆、呼玛县幅区域地质调查报告.哈尔滨:黑龙江省地质调查研究总院，2007.

蛇绿混杂岩代表了古洋壳的残留体，蛇绿岩是板块缝合带最重要的组成部分，蕴涵了大洋演化及板块运动的丰富信息^[17-19]。因而，蛇绿混杂岩研究是造山带研究的重要内容之一。研究区虽然与新林蛇绿岩在同一构造带上，离新林蛇绿岩也较近，但在本区没有发现完整的蛇绿岩，通过野外观察及室内化学投图发现，本区钠长阳起片岩、斜长角闪岩、细碧岩原岩为玄武岩，部分玄武岩为洋中脊玄武岩。

前人研究中将本区混杂岩扩展到有层有序地层，但没有找到各组之间的准确关系，也没有一个好的标志层区分各组，实际中混杂是该地层的主要特征。它不是一般意义上的地层单位，而是至少经历了2期次的变质变形作用(另文发表)，由多个构造岩块堆叠和拼贴起来的构造地层单位，形成于弧后盆地岛弧弧前盆地构造环境下，混有洋中脊玄武岩，是复杂的岩石构造地层组合体，它们经历了强烈变质变形改造，已经全部或部分改变了原貌，绝大多数面理已不代表原始层理，根据次生面理确定的叠覆关系和“厚度”已失去意义。

本区基质岩石组合由变质长石石英砂岩、变质长石杂砂岩、变质长石砂岩、二云片岩、千枚岩、板岩及方解石大理岩等组成，以变质长石杂砂岩、变质长石石英砂岩为主。变质长石石英砂岩成熟度低，反映沉积物为近源区，可能为大陆斜坡的物质。黑色板岩多具微层状构造，属饥饿层，系较深水的还源环境沉积。与其相伴的中酸性火山岩象征着深裂陷薄地壳海底火山喷发初期产物，当时处于不够稳定的震荡环境，容易形成浊流沉积，也为巨厚的碎屑沉积创造条件。在本区基质泥质粉砂岩中发现了少量变形较为强烈的硅质岩(另文发表)，反映了缺氧的深水坏境，说明本区成分的复杂性。

自新元古代以来，本区经历了大陆基底形成阶段、古亚洲洋发展演化阶段、滨太平洋活动大陆边缘阶段，并经历了频繁的构造运动、岩浆活动及变质作用，因而区内不同性质、不同时期的断裂、褶皱变形十分发育，研究区构造面貌较为复杂。

古生代为古亚洲洋主要发育阶段。早奥陶世额尔古纳地块东南缘为活动大陆边缘。沿新林—头道桥缝合带额尔古纳地块东南部再次拉开，形成多宝山岛弧。奥陶纪—志留纪在额尔古纳地块与多宝山岛弧之间形成兴隆—呼玛弧后盆地，其沉积类型主要为浅海碎屑岩硅质岩沉积。随着弧后盆地进一步拉伸，在调查区可能形成具有洋壳性质的大洋，同时在岛弧上形成细碧角斑岩及中基性火山岩，在弧前形成砂泥质浊积岩。区域上，泥盆纪为区内大规模拉张时期，区内未见泥盆系沉积。早石炭世大洋关闭，多宝山岛弧(或多宝山微陆块)与额尔古纳地块碰撞拼合，形成同造山后造山花岗岩，区内形成晚石炭世后造山二长花岗岩(C₂ηγ)，邻区头道桥一带蓝片岩形成，区内大乌苏杂岩发生一系列韧脆性变形与区域低温动力变质作用，此时大乌苏混杂岩真正形成。

4.3 大乌苏混杂岩的就位时间

本次的测年结果显示，新林地区大乌苏混杂岩岩块中的细碧岩(SPM7-9-1)的岩浆结晶年龄为(477.3±2.7)Ma，表明细碧岩形成时间为早奥陶世；基质中变质石英砂岩(SPM1TC56)的最小峰值年龄为468 Ma。孙巍等^[20] 在本区测得透闪黑云微晶片岩的最小峰值年龄为(481.0±2.9) Ma。苗来成等^[21] 在与该古俯冲带伴生的黑云钾长透辉角闪片岩中获得锆石SHRIMP U-Pb加权平均成岩年龄为(506±10)Ma，其中还有(421±10)、(361±10)Ma等2组后期构造热事件年龄。因此初步认为新林蛇绿岩有两期，一期为新元古代早寒武世，一期为石炭纪。本区混杂岩为古亚洲洋再次拉开，形成多宝山岛弧时开始沉积，由此限定大乌苏混杂岩的沉积时间应为早奥陶世。近年来取得的锆石U-Pb年代学资料^{[13, 22]}表明，大兴安岭地区原定兴华渡口群、科洛杂岩的原岩时代主要为古生代，早古生代花岗岩主要分布在新林蛇绿岩带以北的额尔古纳、塔河、呼玛地区。除多宝山斑岩铜矿和成矿花岗闪长岩时代为早古生代(489 Ma)外，兴安地块内部并未发现早古生代花岗岩^[23]。笔者对本地区二长花岗岩的锆石LA-ICP-MS UP测年的结果为300 Ma (另文发表)，该区古生代花岗岩的时代主要为晚石炭世。考虑到火山岩与沉积岩即时搬运、沉积、剥蚀的特征，大乌苏混杂岩的最终形成时间应为大洋关闭后经多次构造变质变形作用结束后形成，即晚石炭世。上述资料表明，新林地区大乌苏混杂岩实际上是一套时间跨距从早奥陶世到晚石炭世的非史密斯地层。

5 结论

1) 结合野外观察及综合分析，本区原“倭勒根群”经历了多期次的变质变形作用，是由多个构造岩块堆叠和拼贴起来的非史密斯地层单位。

2) 新林地区大乌苏混杂岩岩块中的细碧岩的岩浆结晶年龄为(477.3±2.7)Ma，基质中变质石英砂岩的最小峰值年龄为468 Ma，限定其沉积时间为早奥陶世。综合文献资料，新林地区大乌苏混杂岩实际上是一套时间跨距从早奥陶世到晚石炭世的非史密斯地层。

3) 大乌苏混杂岩岩块原岩具有OIB性质的板内玄武岩特征，蛇绿岩残片原岩具有类似于洋中脊玄武岩特征，岩浆来源于富集组分，并受地壳物质的混染。

4) 兴隆—呼玛弧后盆地主要为浅海碎屑岩硅质岩沉积。弧后盆地进一步拉伸，在本区形成具有洋壳性质的大洋，同时在岛弧上形成细碧角斑岩及中基性火山岩，在弧前形成砂泥质浊积岩。

行文过程中得到吉林大学张元厚副教授的指导，参加野外工作的还有郑吉林、乔牧东等，在此深表谢意!