2020, Vol. 36
中国东北地区是由一系列显生宙微陆块碰撞拼贴而成的，并被划分为西部的古亚洲洋构造域和东部的环太平洋构造域(图 1; 唐克东等, 1995; 李锦轶等, 1999; Li, 2006; Zhou et al., 2014)。西部的额尔古纳地块、兴安地块和松辽地块属于中亚造山带的东段，代表西伯利亚克拉通和华北克拉通之间的广阔碰撞带，该地区主要出露构造混杂岩、古生代碰撞花岗岩和中生代造山后A型花岗岩(Xiao et al., 2003, 2004a, b; Wu et al., 2011; Zhou et al., 2011a, b, 2012; Zhou and Wilde, 2013)。环太平洋构造域包括中国东北地区的佳木斯-兴凯-布列亚地块和那丹哈达地体以及俄罗斯远东地区的锡霍特-阿林地体和日本列岛，主要表现为一系列近南北向展布的增生杂岩，大型北东向的花岗岩带和火山岩带(Wilde et al., 2000; Wu et al., 2011; Zhou and Wilde, 2013; Zhou and Li, 2017)。
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图 1 亚洲大陆中部和东部构造单元划分及研究区位置(据Zhou et al., 2009修改) Fig. 1 Tectonic subdivisions of central and eastern Asia and location of the study area (modified after Zhou et al., 2009) |
近年来，关于古亚洲洋构造域向环太平洋构造域转换的时代一直是地质学领域的热点问题，目前大多数学者认为古亚洲洋构造体制的结束时间为晚二叠世或中三叠世，局部持续影响到晚三叠世早期(Șengör and Natal’in, 1996; Xiao et al., 2003, 2004a, b; Li, 2006; Wu et al., 2011; 彭玉鲸等, 2012; Wilde, 2015; 许文良等, 2013; Guo et al., 2016)，因此揭示两大构造域转换时代的关键在于确定古太平洋板块的俯冲-增生时限。幸运的是，中国东北地区不仅是两大构造域叠加和转换的重要场所，并且在该地区广泛出露伴随古太平板块俯冲形成的增生杂岩，为解决上述问题提供了天然实验室。
增生杂岩是板块俯冲过程中刮削与增生的特征性产物，为板块俯冲作用的直接记录(Karig and Sharman, 1975; Howell, 1991)。确定增生杂岩的出露范围、岩石组合及形成时代对揭示板块俯冲-增生过程具有重要的指示意义(Davis et al., 1983; Platt, 1986; Cloos, 1983)。本文以那丹哈达增生杂岩中的饶河杂岩为研究对象，通过野外地质调查、大比例尺地质填图、地质年代学、地球化学等手段来限定饶河杂岩的岩石组合和就位时代，为揭示古太平洋板块俯冲-增生时限提供重要的制约。
1 区域地质背景那丹哈达增生地体位于佳木斯地块东部，其间以跃进山断裂相隔，是古太平洋板块俯冲增生带的重要部分，主要由三叠纪-侏罗纪的增生杂岩组成，并伴随白垩纪花岗岩侵入。那丹哈达增生杂岩可以分为两个主要的单元：跃进山杂岩和饶河杂岩(图 2a)。
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图 2 那丹哈达地体地质图(a, 据Zhou et al., 2014修改)和饶河大岱地区大比例尺填图及采样位置(b) F1-跃进山断裂；F2-红旗山断裂 Fig. 2 Geological map of the Nadanhada Terrane (a, modified after Zhou et al., 2014) and large-scale geological map of Dadai area and sample locations (b) |
跃进山杂岩是古太平板块俯冲早期阶段的产物，出露于那丹哈达地体西缘，以跃进山断裂为界与佳木斯地块相隔，与前人所称的跃进山群相当。跃进山杂岩主要由硅质岩、变质碎屑岩和镁铁质-超镁铁质岩组成，变质碎屑岩包括石英片岩、大理岩、二云母片岩等，是大陆斜坡沉积物遭受低绿片岩相变质作用的产物(张魁武等, 1997; 杨金中等, 1998)。镁铁质-超镁铁质岩表现出典型的蛇绿岩序列，由变玄武岩、辉长岩和超镁铁质岩组成，超镁铁质岩主要有纯橄榄岩、异剥橄榄岩和单斜辉石岩(Zhou et al., 2014)。由于构造变形的破坏，跃进山杂岩显示了以变质碎屑岩为基质和镁铁-超镁铁质岩为块体的构造混杂岩面貌，所以跃进山杂岩是一套蛇绿混杂岩(张魁武等, 1997; Zhou et al., 2014)。早期研究认为跃进山杂岩形成于古生代中期(黑龙江省地质矿产局, 1993)，最近的研究表明跃进山杂岩可能形成于晚三叠世至早侏罗世(Zhou et al., 2014)。
饶河杂岩为那丹哈达增生杂岩的主体，西以红旗山断裂为界，主要由灰岩、硅质岩和硅质页岩、镁铁-超镁铁质岩和碎屑岩组成。饶河杂岩在逆冲推覆过程中受到强烈挤压作用，形成一系列强烈变形的不对称褶皱和断层相关褶皱(程瑞玉等, 2006; 李三忠等, 2017; 万阔, 2017)，且部分碎屑岩基质还经历了强烈的剪切变形作用(万阔, 2017)。灰岩主要出露于石场地区，它作为外来岩块就位于碎屑岩基质中，根据灰岩中发现的石炭纪的和珊瑚虫化石以及早三叠世的牙形刺化石(李文亢等, 1979; 王成源等, 1986)，可以确定该地区灰岩的形成时代为石炭纪至二叠纪，灰岩中的化石均为典型的特提斯构造域化石组合，说明灰岩早期形成于低纬度地区的温暖气候环境(张庆龙和水谷伸治郎, 2004; 李三忠等, 2017)，随后经历了长时间和远距离的运移。饶河杂岩中的硅质岩出露比较广泛，硅质岩的韵律层理非常明显，表现为厚层硅质岩(5~10cm)夹灰绿色的泥岩薄层，并且硅质岩的变形强烈，野外可见硅质岩的尖棱褶皱(图 3a)，这可能是在板块刮削过程中受挤压作用形成的。此外，在硅质岩和硅质页岩中发现的中-晚三叠世和中侏罗世的放射虫化石很好的限定了硅质岩的形成时代(Kojima and Mizutani, 1987)。镁铁-超镁铁质岩呈南北向出露在关门至大岱地区，出露范围约50km长、5~10km宽，主要包括辉长岩和玄武岩，辉长岩具有明显的堆晶结构(图 3b)，玄武岩具有枕状构造(图 3c)，且可见枕状玄武岩呈构造透镜体就位于砂岩中(图 3d)。碎屑岩主要包括杂砂岩、砂岩、砂泥岩和泥岩，这些碎屑岩构成了饶河杂岩的基质，灰岩、硅质岩和硅质页岩、镁铁-超镁铁质岩作为外来岩块呈构造透镜状分布于这些碎屑岩基质中。饶河杂岩中发育大洋板块沉积地层以及枕状玄武岩、堆晶辉长岩、超镁铁质岩，与典型的蛇绿岩序列相似，因此饶河杂岩是一套与大洋板块俯冲有关的构造混杂岩。同时，饶河地区发育南北向展布的蛤蚂河花岗岩岩体和太平村花岗岩岩体，这些花岗岩作为饶河杂岩的侵入体对限定饶河杂岩的形成时代具有重要的制约作用。
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图 3 饶河杂岩野外照片(a-f)和显微照片(g-i) (a)硅质岩的尖棱褶皱；(b)堆晶辉长岩；(c)枕状玄武岩；(d)枕状玄武岩和砂岩的构造接触关系；(e)花岗岩与泥岩的侵入接触关系；(f)花岗岩和泥岩的断层接触关系；(g-i)分别为粉砂质泥岩样品14JH-44、二长花岗岩样品14JH-37和辉长岩样品18HLJ-50的显微照片.Ms-白云母；Crd-堇青石；Pl-斜长石；Qtz-石英；Or-正长石；Pth-条纹长石；Cpx-单斜辉石 Fig. 3 Field photographs (a-f) and photomicrographs (g-i) of the Raohe Complex (a) bedded chert displaying chevron folds; (b) cumulate gabbro; (c) pillow basalts; (d) tectonic contact between the pillow basalts and sandstone; (e) intrusive contact between the granite and mudstone; (f) fault contact between the granite and mudstone; (g-i) photomicrographs of silty mudstone sample 14JH-44, monzonitic granite sample 14JH-37, and gabbro sample 18HLJ-50 |
由于饶河地区主体被森林和第四系覆盖，饶河杂岩各单元间的相互关系以及与后期侵入体的接触关系比较模糊，为了进一步确定各个单元的性质及其关系，本次在饶河大岱地区进行大比例尺填图工作(图 2b)，并采集相关样品进行地质年代学和地球化学测试。该露头东西向约70m，南北向约50m，主要出露花岗岩、泥岩和玄武岩。
玄武岩出露范围较小，可见三处露头，长20~40m，宽2~5m，均呈构造透镜状分布于泥岩中。此处采集玄武岩样品14JH-40、14JH-41、14JH-42，岩石整体呈现暗黑色，块状构造，主要由斜长石和辉石组成，可见少量黑云母，样品14JH-42可见气孔构造。泥岩出露范围广泛，是饶河杂岩基质的主要组成成分，此处采集样品14JH-44，岩石整体呈灰绿色，主要由黏土矿物组成，碎屑颗粒约占35%，主要为石英、长石以及白云母，该样品定名为粉砂质泥岩(图 3g)。
花岗岩由西至东共出露三处，长约40m，宽3~5m，均呈南北向脉状侵入到泥岩或玄武岩中。第一处花岗岩脉同时穿切玄武岩和泥岩；第二处花岗岩呈脉状侵入泥岩中(图 3e)，此处采集样品14JH-39(GPS: 46°44′40.4″N、133°44′40.6″E)，岩石整体呈灰白色，主要由石英、碱性长石和斜长石组成，碱性长石约占长石总量40%，主要为正长石，含少量条纹长石，样品中可见少量堇青石，为S型花岗岩，该样品定名为含堇青石二长花岗岩；第三处花岗岩侵入泥岩中并与泥岩呈断层接触关系(图 3f)。
此外我们在饶河杂岩的其它出露地区采集了相关样品。样品14JH-37(GPS: 46°47′22.6″N、133°52′24.2″E)的采集位置位于饶河至大岱公路边，距大比例尺填图露头东15km，岩石整体呈灰白色，主要矿物包括石英、斜长石和碱性长石，碱性长石主要为正长石和条纹长石，约占长石总量的45%，样品中暗色矿物主要为黑云母，并可见少量堇青石，该样品定名为含堇青石黑云母二长花岗岩(图 3h)。砂岩样品18HLJ-48(GPS: 46°22′0.4″N、133°33′43.4″E)位于大岱南50km，属于饶河杂岩的基质成分，该露头可见玄武岩作为外来岩块被包裹在砂岩中，玄武岩具有枕状构造和杏仁构造(图 3d)。辉长岩样品18HLJ-50(GPS: 46°38′41.1″N、133°45′36.6″E)位于大岱南15km处，岩石整体呈灰黑色，主要由辉石、斜长石、橄榄石和角闪石组成(图 3i)，该露头辉长岩具有堆晶结构(图 3b)，部分辉长岩发生蛇纹石化。
3 测试方法 3.1 全岩主量和微量元素分析全岩主量元素和微量元素分析是在中国科学院广州地球化学研究所完成的，其中主量元素的分析测试工作在Rigaku RIX 2000型荧光光谱仪(XRF)上完成，主量元素的含量由36种参考标准物质双变量拟合的工作曲线综合确定，分析精度优于1%~5%。微量元素分析采用Perkin-Elmer Scienx ELAN 6000型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，数据处理过程中，使用USGS标准W-2和G-2及国内标准GSR-1、GSR-2和GSR-3来校正所测样品的元素含量，分析精度优于2%~5%。
3.2 LA-ICPMS锆石U-Pb测年锆石同位素年代学样品的前期粉碎处理以及锆石挑选工作是在河北省廊坊市晨硕地质服务公司完成的，先通过常规方法将样品进行粉碎，然后通过矿物介电分选仪进行磁选，再经过重液分选，最后在双目显微镜下进行手工取样。下一步挑选透明，无裂痕，无明显包裹体的代表性锆石，并将其粘贴在环氧树脂靶上，打磨使其中心部位暴露出来，抛光后镀碳膜。锆石阴极发光图像(CL图像)采集是在中国科学院地质与地球物理研究所扫描电镜实验室完成的，采用的电子显微探针仪为JXA-8100。
锆石U-Pb同位素测年分析是在中国科学院地质与地球物理研究所多接收-电感耦合等离子体质谱实验室完成的。测试仪器为激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICPMS)，它是由激光剥蚀系统(GeoLas 2005)和质谱仪系统(Agilent 7500a)两部分组成。在测试过程中，以He作为剥蚀载气，再辅以补偿气体Ar气，在等离子体中心气流(Ar+He)中加入少量的氮气，进而改善分析精密度和提高仪器灵敏度，气流量通常为1.22L/min通过T形连接器进入ICP-MS中。本次测试中，激光剥蚀斑束直径为32μm，剥蚀频率为10Hz，以标准锆石91500作为外标，其U-Th-Pb同位素比值为Wiedenbeck et al. (1995)推荐值，以NIST610作为内标，每个测点的分析时间包括大约20~30s的空白信号(载气测量)和50s的样品信号。锆石测定点的离线处理包括对仪器灵敏度漂移校正、样品信号的选择、元素含量矫正以及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算，均采用ICPMSDataCal完成(Liu et al., 2008, 2010)。最后采用Isoplot/Ex_ver3软件(Ludwig, 2003)计算样品的加权平均年龄并绘制U-Pb年龄谐和图以及年龄分布直方图。
4 测试结果 4.1 主量和微量元素地球化学测试结果显示饶河玄武岩样品SiO2含量为46.92%~50.59%，属于基性岩类，样品具有较高的MgO(3.62%~6.41%)、CaO(8.96%~10.30%)、Al2O3(13.23%~14.91%)和Fe2O3T(8.40%~10.76%)，样品全碱(K2O+Na2O)含量为3.21%~4.49%(表 1)。在MgO-SiO2和TAS图上，样品投影点全部落在玄武岩区域(图 4)。
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表 1 饶河杂岩中玄武岩主量(wt%)、稀土元素和微量(×10-6)元素组成 Table 1 Major element (wt%) and trace element (×10-6) analyses of basalts in the Raohe Complex |
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图 4 饶河杂岩中玄武岩的岩石分类图解 (a) MgO vs. SiO2图解(据Le Bas, 2000)；(b)火山岩TAS分类图解(据Le Bas et al., 1986) Fig. 4 Geochemical classification of basalts in the Raohe Complex |
饶河玄武岩样品的稀土元素总量(∑REE)为708×10-6~868×10-6，在球粒陨石标准化图上表现为强烈富集轻稀土元素(图 5a)，轻重稀土元素分馏程度强，轻稀土比重稀土(LREE/HREE)为11.12~12.19，(La/Yb)N为22.43~28.43，与洋岛玄武岩(OIB)的特征相似。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图 5b)，饶河玄武岩表现为富集大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba，与洋中脊玄武岩亏损Rb、Ba形成鲜明的对比，且富集高场强元素(HFSE)Th、U、Nb、Ta、Zr等，亏损Y、Yb，与洋岛玄武岩的特征基本一致。在10MnO-TiO2-10P2O5图上可以进一步确定饶河洋岛玄武岩为洋岛碱性玄武岩(图 6a)，在Hf/3-Th-Ta图上，所有的样品也都落在板内碱性玄武岩区域(图 6b)。
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图 5 饶河玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)球粒陨石标准化值、OIB、E-MORB、N-MORB据Sun and McDonough, 1989; 原始地幔值据Stern, 2002 Fig. 5 Chondrite-normalized REE diagram (a) and primitive-normalized trace element spider diagrams (b) for Raohe basalts |
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图 6 饶河玄武岩的构造判别图解 (a) 10MnO-TiO2-10P2O5图解(据Mullen, 1983)；(b) Hf/3-Th-Ta图解(据Wood, 1980) Fig. 6 Tectonic discrimination diagrams for the Raohe basalts |
该样品的锆石均呈无色、透明，其形态主要为长柱状，半自形至自形，锆石长约100~200μm，长宽比为2:1~4:1。CL图像结果显示大部分锆石发育振荡环带(图 7a)，表明为岩浆成因。利用LA-ICPMS对20颗锆石进行了20次分析，锆石Th、U含量分别为39×10-6~883×10-6、256×10-6~3404×10-6，Th/U值为0.10~0.85(表 2)，也证实了锆石的岩浆成因(吴元保和郑永飞, 2004)。20次分析结果中有4个不谐和的数据。15个最年轻的谐和数据确定的加权平均年龄为126±1Ma(图 7b; MSWD=0.58)，这些锆石对应的Th/U均大于0.1，因此该年龄限定了花岗岩的形成年龄。此外，样品中还有1个较老的锆石(167±4Ma)，可能为捕获锆石。
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图 7 二长花岗岩样品14JH-37和14JH-39的锆石CL图像(a、c)和U-Pb谐和图(b、d) 图a, c中的圆圈代表LA-ICPMS分析位置，对应分析点号、分析年龄和Th/U；图 8、图 9同理 Fig. 7 CL images (a, c) and U-Pb concordia diagrams (b, d) for zircons from monzonitic granite samples of 14JH-37 and 14JH-39 |
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图 8 玄武岩样品14JH-42和粉砂质泥岩样品14JH-44的锆石CL图像(a、c)和U-Pb谐和图(b、d) Fig. 8 CL images (a, c) and U-Pb concordia diagrams (b, d) for zircons from basalt sample (14JH-42) and silty mudstone sample (14JH-44) |
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图 9 砂岩样品18HLJ-48和辉长岩样品18HLJ-50的锆石CL图像(a、c)和U-Pb谐和图(b、d) Fig. 9 CL images (a, c) and U-Pb concordia diagrams (b, d) for zircons from sandstone sample (18HLJ-48) and gabbro sample (18HLJ-50) |
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表 2 饶河杂岩锆石U-Pb年龄数据 Table 2 LA-ICPMS zircon U-Pb data for the Raohe Complex |
锆石均呈无色、透明，大部分锆石为短柱状，半自形至自形，锆石长约150~300μm，长宽比约为2:1~4:1。CL图像显示大部分锆石发育振荡环带，表明锆石均为岩浆成因(图 7c)。本次对该样品的22颗锆石做了22次测年分析(表 2)，锆石Th、U含量分别为54×10-6~431×10-6、86×10-6~568×10-6，Th/U值均大于0.1(0.17~0.96)，也证实了锆石源于岩浆结晶作用。该样品的测试结果中包括2个不谐和数据和1个较老年龄(267±3Ma)，后者可能是岩浆侵位过程中捕获的锆石，其余19颗锆石的年龄比较集中，确定的加权平均年龄为105±2Ma(图 7d; MSWD=2.4)，锆石Th/U均大于0.1，因此105±2Ma代表了花岗岩样品14JH-39的形成年龄。
4.2.3 玄武岩14JH-42玄武岩样品14JH-42的锆石均为无色、透明，其形态主要为粒状或短柱状，他形至半自形，锆石长约30~100μm，长宽比为1:1~2:1。CL图像显示少量锆石发育振荡环带，大部分锆石为不完整环带(图 8a)。通过对15颗锆石进行15次分析得出锆石Th、U含量分别为46×10-6~1668×10-6、76×10-6~3690×10-6，Th/U值为0.04~0.87(表 2)，大部分大于0.1，表明锆石均为岩浆成因。本次测试结果中有4个不谐和数据，其余数据的年龄为165~2266Ma，其中最年轻的2颗锆石确定的加权平均年龄为166±2Ma(图 8b; MSWD=0.20)，Th/U值分别为0.45和0.79，证实锆石为岩浆成因，因此166±2Ma代表玄武岩的形成年龄。
4.2.4 粉砂质泥岩14JH-44该样品的锆石均为无色、透明，大部分锆石呈粒状，少量锆石为短柱状，形态为他形至半自形，锆石长约40~100μm，长宽比为1:1~2:1。CL图像显示大部分锆石保留弱环带或条形环带(图 8c)。通过对该样品53颗锆石进行53次分析得出Th、U含量分别为27×10-6~800×10-6、36×10-6~2138×10-6，Th/U值为0.05~1.72，且大部分比值大于0.1(表 2)，显示锆石的岩浆成因。53个分析数据中有9个不谐和数据，剩余的谐和年龄落在165~2550Ma，谐和年龄主要有5个峰值，分别为167Ma、255Ma、414Ma、1863Ma和2517Ma，其中最年轻的2个谐和年龄确定的加权平均年龄为167±3Ma(图 8d; MSWD=0.31)，Th/U值分别为0.37和0.67，证实锆石的岩浆成因，因此167±3Ma代表粉砂质泥岩样品14JH-44的沉积下限时代。
4.2.5 砂岩18HLJ-48样品的锆石均呈无色、透明，大部分锆石呈粒状，形态为他形至半自形，锆石长约30~100μm，长宽比为1:1~2:1。CL图像显示大部分锆石有不完整环带，少量锆石保留振荡环带，指示其岩浆成因(图 9a)。通过对样品的38颗锆石进行38次分析得出Th、U含量分别为40×10-6~1395×10-6，65×10-6~1209×10-6，Th/U值为0.10~1.70(表 2)，也证实了锆石的岩浆成因。此次分析数据中有4个不谐和年龄，其余谐和年龄主要呈现4个峰值，分别为133Ma、173Ma、212Ma、265Ma，峰值年龄173Ma与泥岩样品14JH-44的沉积下限年龄一致，此外该样品中包含一些较老的年龄，例如333~506Ma(5个)、957Ma(18HLJ-48-38)和2232Ma(18HLJ-48-37)。该样品中3个最年轻的谐和数据确定的加权平均年龄为133±4Ma(图 9b; MSWD=0.15)，Th/U值分别为0.45、1.22和0.60，指示这些锆石为岩浆结晶过程形成的，因此133±4Ma代表砂岩样品18HLJ-48的沉积下限时代。
4.2.6 辉长岩18HLJ-50辉长岩样品18HLJ-50的锆石均为无色、透明，锆石呈粒状或短柱状，半自形至自形，锆石长约40~80μm，长宽比为1:1~2:1。CL图像显示大部分锆石发育条形环带或振荡环带，指示锆石的岩浆成因(图 9c)。本次对辉长岩样品的8颗锆石做了8次分析，结果表明锆石Th、U含量分别为5×10-6~256×10-6、91×10-6~724×10-6，Th/U值为0.04~1.25(表 2)，大部分值大于0.29，也证实了锆石的岩浆成因。本次测试结果中有1个不谐和数据，其余7个谐和数据中包括3个较老的年龄，分别为-01(516Ma)、-04(283Ma)、-05(264Ma)，可能为辉长岩形成过程中捕获的锆石，剩余4个最年轻的数据确定的加权平均年龄为214±5Ma(图 9d; MSWD=0.28)，其中1颗锆石(18HLJ-50-08)Th/U值为0.04，Th含量为5.25×10-6，但是CL图像显示锆石具有明显的岩浆振荡环带结构(图 9c)，表明其为岩浆锆石，其余3颗锆石的Th/U值分别为0.53、0.46、1.25，指示锆石的岩浆成因，因此该年龄(214±5Ma)代表辉长岩的形成时代。
5 讨论 5.1 镁铁质-超镁铁质岩石的起源和时代中生代增生杂岩广泛分布于中国东北地区(那丹哈达增生杂岩)、俄罗斯远东地区(锡霍特-阿林增生杂岩)和日本列岛(美浓-丹波增生杂岩)。饶河杂岩是那丹哈达增生杂岩的主体，但是饶河杂岩的起源和性质还存在争议，李春昱(1980)最早提出饶河蛇绿岩的概念，并得到多数学者的认同(康宝祥等, 1990; 赵海玲等, 1996; 张庆龙等, 1989; 张世红等, 1991; Kojima and Mizutani, 1987; Kojima, 1989; Mizutani and Kojima, 1992)，其主要依据野外可见的完整层序，即底部为超镁铁质堆晶岩、向上为镁铁质堆晶岩、上覆枕状熔岩和深海沉积物，其与蛇绿岩层序相似。但是饶河杂岩与典型的蛇绿岩相比不发育变质橄榄岩(张旗等, 2000)，且镁铁-超镁铁质岩的地球化学特征与典型蛇绿岩不同，因而部分学者将其视为洋岛杂岩(张旗和周国庆, 2001; 张旗等, 1998, 2003)。
本文对饶河杂岩中的玄武岩进行地球化学研究，结果表明该地区玄武岩具有板内洋岛碱性玄武岩的特征。前人对饶河地区玄武岩的地球化学研究也得出一致的结果，Zhou et al. (2014)的研究结果表明饶河关门地区枕状玄武岩的地球化学特征与洋岛玄武岩相似，张旗和周国庆(2001)指出饶河镁铁质-超镁铁质岩具有洋岛玄武岩的特征，因此饶河地区的玄武岩或枕状熔岩形成于大洋环境，具有洋岛玄武岩的特征，在板块俯冲过程中被刮削下来并堆积在海沟处成为增生杂岩的重要组成单元，与堆晶辉长岩、超镁铁质岩、含放射虫深海硅质岩一同作为外来岩块分布在由碎屑岩组成的基质中，形成一套构造混杂岩。
为了确定镁铁质-超镁铁质岩的形成时代，本文选取饶河大岱地区的玄武岩和大岱南部的辉长岩进行年代学测试。玄武岩样品14JH-42中最年轻的2颗锆石确定的加权平均年龄为166±2Ma，锆石具有弱环带，且Th/U值分别为0.45和0.76，证实了锆石的岩浆成因，因此该年龄记录了玄武岩的形成年龄。相似的年龄在该地区也有过报导，例如饶河大岱地区枕状熔岩的锆石U-Pb年龄和全岩Rb-Sr年龄分别为167±1Ma和169±6Ma(Zhou et al., 2014; 赵海玲等, 1996)。本文辉长岩样品位于大岱南15km处，LA-ICPMS测试结果表明其形成时代为214±5Ma，与Zhou et al. (2014)报导的关门地区辉长岩的形成时代(216±5Ma)一致，但是Wang et al. (2015)报导了大岱地区堆晶辉长岩中分异形成的斜长花岗岩和斜长岩的形成时代分别为169±2Ma和167±4Ma，笔者认为本文晚三叠世辉长岩与Wang et al. (2015)报导的中侏罗世斜长花岗岩和斜长岩是属于岩浆结晶分异不同阶段的产物。综合以上数据可以限定饶河杂岩中镁铁质-超镁铁质岩石的形成时代为晚三叠世至中侏罗世。
5.2 饶河杂岩基质的形成时代及其物源饶河杂岩的碎屑岩基质主要由杂砂岩、砂岩、砂泥岩和泥岩组成，本文选取粉砂质泥岩(14JH-44)和砂岩(18HLJ-48) 2个样品进行年代学测试，以此来限定饶河杂岩基质的形成时代。粉砂质泥岩样品14JH-44中2颗最年轻的锆石确定的加权平均年龄为167±3Ma，锆石保留岩浆振荡环带，且Th/U值均大于0.1，因此该年龄代表了粉砂质泥岩的形成时代下限。Zhou et al. (2014)对红旗岭地区砂岩的年代学测试结果也为167Ma，与本文研究结果一致。砂岩样品18HLJ-48位于泥岩样品14JH-44南50km，年代学测试结果显示该样品的沉积时代下限为133±4Ma，前人在饶河杂岩的基质中也获得相似的年龄，Zhou et al. (2014)和Sun et al. (2015a)分别对大岱和关门地区的砂岩进行年代学测试，其沉积时代下限分别为137±3Ma和140±2Ma。
年代学测试结果除了限定2个碎屑岩样品的沉积时代下限，还获得了大量的碎屑锆石年龄信息，可以反映碎屑岩的物源。粉砂质泥岩样品14JH-44的碎屑锆石年龄包括5个峰期年龄，分别为167Ma、255Ma、414Ma、1863Ma和2517Ma。砂岩样品18HLJ-48主要有4个峰期年龄：133Ma、173Ma、212Ma、265Ma，此外该样品中还包含少量石炭纪至寒武纪的锆石(334Ma、395Ma、461Ma、506Ma)以及2颗元古宙的锆石(957Ma、2232Ma)。从以上碎屑年龄信息可以看出这2个样品的有些峰值年龄比较相似，说明它们有部分共同的物源。那丹哈达地体和佳木斯地块均缺乏~130Ma物源年龄报导，该年龄对应的岩浆事件主要分布在大兴安岭地区(Xu et al., 2013; Tang et al., 2018)，在松辽盆地的南部有少量早白垩世(129~133Ma)的火山岩报导(裴福萍等, 2008); 中侏罗世的碎屑锆石年龄与饶河杂岩中枕状熔岩、斜长花岗岩、斜长岩的形成时代相吻合，此外在兴安地块也有中侏罗世(175~164Ma)的花岗质岩石的报导(Tang et al., 2018)，Xu et al. (2013)在小兴安岭和张广才岭地区也获得少量中侏罗世的火山岩；晚三叠世的岩浆事件主要分布在松辽地块东部张广才岭和小兴安岭地区以及兴凯地块西缘，主要由花岗质岩石、流纹岩、变玄武岩和玄武质安山岩等组成(Wu et al., 2000, 2011; Xu et al., 2009, 2013; 许文良等, 2013; Tang et al., 2018)，并且饶河杂岩中发育的晚三叠世堆晶辉长岩也是基质碎屑岩的重要物源；晚二叠世的碎屑锆石与佳木斯地块广泛分布的二叠纪花岗岩的形成年龄相对应(吴福元等, 2001; 黄映聪等, 2008; 赵立国等, 2016; Bi et al., 2016)，此外，佳木斯地块与松辽地块之间的黑龙江杂岩中也有二叠纪和晚三叠世的蓝片岩和基质碎屑岩报导(Wu et al., 2007; 李旭平等, 2009, 2010; Zhou et al., 2009, 2010c; 周建波等, 2013; Zhu et al., 2015; Ge et al., 2016; Han et al., 2020)；石炭纪至寒武纪的碎屑年龄在黑龙江杂岩中的碎屑岩中也有过报导(Zhou et al., 2009, 2010c; Zhu et al., 2015; Han et al., 2020)；前寒武纪的碎屑锆石也出现在中国东北地区的泛非期麻粒岩相变质岩中(Wilde et al., 1997, 2000; Zhou et al., 2010a, b, 2011a, b, 2012)，值得注意的是，本次粉砂质泥岩样品14JH-44有大量~1.8Ga和~2.5Ga的碎屑锆石，与松辽盆地东部铁力地区变沉积岩的两个峰值(2585Ma和1890Ma)非常接近(Zhou et al., 2012)，并且Li et al. (2019a)测得兴安地块兴华渡口杂岩中的花岗片麻岩的形成时代为1.84~1.87Ga，由此可见前寒武的碎屑锆石年龄或岩浆锆石结晶年龄在中国东北的多个陆块均有出现，这些锆石可能来源于中国东北地区早前存在的前寒武纪基底。
综上所述，饶河杂岩基质的形成时代为167~133Ma，即中侏罗世至早白垩世，同时也限定了饶河杂岩主体的形成时代为中侏罗世至早白垩世。饶河杂岩基质碎屑岩的物源主要为邻近的佳木斯-兴凯地块和中亚造山带(CAOB)的东段，同时前寒武纪的碎屑年龄广泛分布于中国东北地区的各个陆块，据此推测中国东北地区可能存在前寒武纪的基底。
5.3 钉合花岗岩的形成时代饶河地区广泛出露中生代花岗岩，主要分布在蛤蚂河和太平村一带，花岗岩作为饶河增生杂岩的侵入体产出，对限定饶河杂岩最终就位时代具有重要的地质意义。本文选取了两个花岗岩样品进行年代学测试。含堇青石黑云母二长花岗岩样品14JH-37中15个最年轻的谐和年龄确定的加权平均年龄为126±1Ma，锆石均呈现岩浆振荡环带且Th/U值均大于0.1，因此可以确定该花岗岩样品的形成时代为126Ma，Zhou et al. (2014)测得该地区2个花岗岩样品的形成时代分别为128±2Ma和129±2Ma，程瑞玉等(2006)在大岱和关门地区获得两个花岗岩样品的年龄均为124Ma，进一步证实了本文数据的可靠性。含堇青石二长花岗岩样品14JH-39测试结果为105±2Ma，这与程瑞玉等(2006)发表的太平村花岗岩体的形成时代一致。因此，侵入饶河增生杂岩的花岗岩体主要形成于两个阶段，分别为126Ma和~110Ma，其中较老的花岗岩侵入体与饶河杂岩中最年轻的基质碎屑岩限定了饶河杂岩的最终就位时代为133~126Ma。
6 古太平洋板块的俯冲-增生历史中国东北地区主要受古亚洲洋构造体制和环太平洋构造体制的控制，彭玉鲸等(2012)提出中国东北地区古亚洲洋构造体制的结束时间为250~230Ma，Wilde (2015)认为古亚洲洋演化大体持续到260Ma，局部可能影响到230Ma，许文良等(2013)认为古亚洲洋最终闭合时间最晚可能发生在中三叠世，Wu et al. (2011)根据中国东北地区显生宙花岗岩年代学资料指出古亚洲洋最终闭合的时间为250Ma，碰撞后阶段持续到210Ma。因此，中国东北地区古亚洲洋构造体制主体持续到晚二叠世或中三叠世，局部影响到晚三叠世早期。
在中国东北地区，古太平洋构造体制最直接的证据就是由板块俯冲形成的增生杂岩。那丹哈达增生杂岩包括跃进山杂岩和饶河杂岩，本文年代学测试结果表明饶河杂岩的形成时代为167~133Ma，最终就位时代为133~126Ma。Zhou et al. (2014)指出跃进山杂岩为一套类似蛇绿岩序列就位于佳木斯地块东缘的增生杂岩，其增生时代为210~180Ma，为古太平洋板块俯冲的产物，部分学者认为跃进山杂岩形成于早二叠世，是一个独立的增生杂岩(Bi et al., 2015, 2017b; 毕君辉, 2018)，其年代学数据表明跃进山杂岩中的辉长岩形成于290±3Ma~274±2Ma，但是缺乏跃进山杂岩其它单元的年代学证据。近年来围绕跃进山杂岩的年代学和地球化学研究取得了较大的进展，郭冶(2016)和Sun et al. (2015b)进一步证实了东方红地区辉长岩形成于280±3Ma~266±1Ma，地球化学数据表明290±3Ma~266±1Ma的辉长岩具有岛弧辉长岩的特征(郭冶, 2016; Sun et al., 2015b; Bi et al., 2015; 毕君辉, 2018)，与佳木斯地块东缘晚石炭至中二叠世活动大陆边缘背景吻合(于介江等, 2013; Meng et al., 2008; Bi et al., 2017a; Li et al., 2019b), 因此跃进山杂岩中的岛弧辉长岩可能形成于佳木斯地块东缘，并在跃进山杂岩增生过程中呈外来岩块就位，曾振等(2018)和郭冶(2016)还报导了早二叠世(279±4Ma~270±2Ma)和晚三叠世(232±5Ma)的变玄武岩原岩年龄以及沉积下限为晚三叠世(223±7Ma)的长英质糜棱岩，此外，杨金中等(1998)报导了跃进山杂岩中绿片岩的Rb-Sr等时线年龄为188±4Ma，这些岩石学和年代学证据进一步证实了跃进山杂岩为不同时代、不同性质的岩石混杂而成的增生杂岩，同时也限定了跃进山杂岩的就位时代为晚三叠世至早侏罗世。在佳木斯地块西缘广泛分布近南北向的黑龙江杂岩，为古太平洋板块西向俯冲导致佳木斯-兴凯地块与松辽地块碰撞拼贴的产物(Wu et al., 2007; Zhu et al., 2015; Ge et al., 2016; Zhou et al., 2009, 2010c; Zhou and Li, 2017; 周建波等, 2018)，近年来有关黑龙江杂岩的年代学证据表明其原岩形成于490~210Ma，Han et al. (2020)测得萝北黑龙江杂岩中的黑云斜长片麻岩和斜长角闪岩的变质年龄均为197Ma，并且前人对黑龙江杂岩中的变质矿物进行了大量年代学测试，其结果也证明了黑龙江杂岩的变质时代为早侏罗世(李锦轶等, 1999; Wu et al., 2007; Li et al., 2011; 赵亮亮和张兴洲, 2011; 周建波等, 2013; Aouizerat et al., 2019; Dong et al., 2019)，例如Aouizerat et al. (2019)对依兰地区云母片岩和蓝片岩中的云母进行40Ar/39Ar年代学测试，其结果表明样品的变质时代为174~179Ma，Dong et al. (2019)从依兰地区两个斜长角闪岩样品中获得的金红石U-Pb年龄分别为172Ma和177Ma，根据以上年代学证据可以限定黑龙江杂岩的最终就位时代为晚三叠世至早侏罗世，与佳木斯地块东缘跃进山杂岩的形成时代一致。
在欧亚大陆东缘，除了中国境内佳木斯地块东部出露的那丹哈达增生杂岩，在俄罗斯远东地区和日本半岛等地方广泛分布中生代古太平洋板块俯冲形成的增生杂岩，例如俄罗斯远东南部布列亚地块东缘出露的三叠纪至侏罗纪的增生杂岩被认为是黑龙江杂岩的北向延伸(Natalyin, 1991; Natal’in, 1993; Nokleberg et al., 2000; Wu et al., 2007)，白垩纪的增生杂岩在俄罗斯远东地区东部也有报道(Natalyin, 1991; Natal’in, 1993; Khanchuk, 2001)。日本列岛的增生杂岩出露广泛，近南北向延伸约6000km，其主体增生时代为中侏罗世，早白垩世的增生杂岩出露范围较小，主要分布在日本东南部(Isozaki, 1997; Maruyama, 1997; Takahashi, 1999; Taira, 2001)，并且在日本海打开之前，日本列岛也属于欧亚大陆东缘的一部分，与锡霍特-阿林地体、那丹哈达地体均为古太平洋板块西向俯冲的增生产物(Kojima, 1989; Zyabrev andMatsuoka, 1999)。欧亚大陆东缘的中生代增生杂岩均呈近南北向展布，增生时代从晚三叠世一直持续到白垩纪，并且增生杂岩由西向东呈现逐渐年轻的趋势，这与古太平洋板块的西向俯冲一致。
由此可见，古亚洲洋构造体制的结束时间为晚二叠世至晚三叠世早期，欧亚大陆东缘保存的古太平洋板块俯冲形成的增生杂岩为晚三叠世至白垩纪。因此，晚三叠世为古亚洲洋构造体制向环太平洋构造体制转换的重要地质阶段。根据以上证据，本文建立了晚三叠世至早白垩世古太平洋板块俯冲增生的构造模型，可以分为两个阶段：晚三叠世至早侏罗世，古太平洋板块西向俯冲伴随跃进山杂岩就位于佳木斯地块东缘，同时佳木斯地块与松辽地块发生碰撞形成黑龙江杂岩并仰冲到佳木斯地块之上(图 10a)；中侏罗世至早白垩世，古太平洋板块持续向欧亚大陆下俯冲，大量陆源碎屑物和洋壳残片在海沟处混杂堆积形成饶河杂岩(图 10b)。
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图 10 晚三叠世至早侏罗世(a)和中侏罗世至早白垩世(b)古太平洋板块俯冲-增生构造模型 Fig. 10 Tectonic models for Paleo-Pacific subduction-accretion in Late Triassic to Early Jurassic (a) and Middle Jurassic to Early Cretaceous (b) |
(1) 饶河杂岩中的外来岩块包括石炭纪至二叠纪的灰岩、三叠纪至中侏罗世的硅质岩和硅质页岩、晚三叠世至中侏罗世的镁铁-超镁铁质岩，它们均呈构造透镜体分布在中侏罗世至早白垩世的碎屑岩基质中，两者共同构成了饶河增生杂岩的主体成分。同时，该区发育大量花岗岩侵入体，作为钉合岩体，对进一步限定饶河杂岩的就位时代具有重要的地质意义。
(2) 岩石地球化学分析结果表明饶河杂岩中的玄武岩或枕状熔岩具有洋岛玄武岩的特征，形成于大洋环境，并与堆晶辉长岩、超镁铁质岩、含放射虫深海硅质岩、陆源碎屑物一同堆积在海沟处形成一套俯冲-增生杂岩。
(3) 锆石U-Pb年代学测试结果表明饶河大岱地区玄武岩和辉长岩的形成时代分别为166±2Ma和214±5Ma，限定饶河杂岩中镁铁质-超镁铁质岩的形成时代为晚三叠世至中侏罗世。本文测得饶河杂岩中粉砂质泥岩和砂岩样品的沉积下限时代分别为167±3Ma和133±4Ma，限定了饶河杂岩主体的形成时代为167~133Ma，即中侏罗世至早白垩世，粉砂质泥岩和砂岩中的碎屑锆石年龄信息表明饶河杂岩中碎屑岩的物源主要为邻近的佳木斯-兴凯地块和CAOB的东段，同时通过碎屑锆石年龄对比发现前寒武纪的碎屑年龄广泛分布于中国东北地区各个陆块，推测中国东北地区可能存在前寒武纪的基底。而侵入饶河杂岩中的钉合花岗岩主要形成于两个阶段，分别为126Ma和~110Ma，限定了饶河杂岩的最终就位时代为133~126Ma。
(4) 晚三叠世为古亚洲洋构造体制向古太平洋构造体制转换的重要地质阶段，中国东北地区广泛出露的晚三叠世至早侏罗世增生杂岩(黑龙江杂岩和跃进山杂岩)和中侏罗世至早白垩世增生杂岩(饶河杂岩)均为古太平板块持续向欧亚大陆下进行长期的俯冲和增生作用的直接产物。
致谢 本文的测试工作得到中国科学院地质与地球物理研究所LA-ICPMS实验室工作人员的协助，并感谢主编和审稿专家的详细审阅和良好建议。
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