2019, Vol. 28
表1(Table 1)
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2. 吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春 130061;
3. 中国地质调查局 沈阳地质调查中心, 辽宁 沈阳 110034
2. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, China;
3. Shenyang Center of Geological Survey, CGS, Shenyang 110034, China
中国东北及其邻区大地构造位置上处于古亚洲洋与古太平洋板块交汇部位, 为研究两大构造域叠加与转换动力学机制的最理想地区[1-3].那丹哈达地体位于中国东北地区东部, 为锡霍特-阿林增生地体的重要组成部分(图 1).地体以西为中亚造山带东段, 由西到东由额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块、佳木斯地块等众多微陆块组成, 为华北板块和西伯利亚板块之间增生的产物[4-5].那丹哈达增生杂岩带的研究始于20世纪50年代, 其构造属性先后被认为是褶皱带、地槽区、板块俯冲带、地体和弧后边缘海等[6-8]. 20世纪80年代之后, 一些学者通过对放射虫组合、古生态以及古地磁的研究, 认为那丹哈达地区与俄罗斯远东的锡霍特阿林地区以及日本的美浓-丹波-尾足地区曾属于同一个超级地体, 该地体起源于赤道附近, 从晚三叠世至早白垩世初向中高纬度进行长距离漂移[9-20].
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图 1 中国东北及其邻区大地构造及那丹哈达地体地质简图（据文献[2]） Fig.1 Geotectonics of NE China and adjacent areas and geological sketch map of Nadanhada terrane (From Reference [2]) 1-新生代碎屑岩(Cenozoic clastic rock); 2-早白垩世火山岩(Early Cretaceous volcanic rock); 3-碎屑岩(clastic rock); 4-硅质岩和硅质页岩(silicalite and siliceous shale); 5-灰岩(limestone); 6-镁铁质杂岩(mafic complex); 7-变质碎屑岩(metamorphic clastic rock); 8-变质镁铁质杂岩(metamafic complex); 9-中生代花岗岩(Mesozoic granite); 10-本文采样点(sampling position of this study); 11-前人采样点(previous sampling position); F1-西拉木伦-长春断裂带(Xar Moron-Changchun Fault); F2-延吉断裂带(Yanji Fault); F3-牡丹江断裂带(Mudanjiang Fault); F4-贺根山-黑河断裂带(Hegenshan-Heihe Fault); F5-新林-喜桂图缝合带(Xinlin-Xiguitu suture zone); F6-伊通-依兰走滑断裂带(Yilan-Yitong strike-slip Fault); F7-敦化-密山断裂带(Dunhua-Mishan Fault); F8-滨海断裂带(Primoria Fault) |
那丹哈达地体是我国东部中生代深海沉积地层发育最完整的地区, 主要由晚三叠世-中侏罗世含放射虫的深海硅质岩组成, 并夹有镁铁-超镁铁质杂岩层和晚古生代的浅海沉积岩, 是一套典型的构造混杂岩系[17-24].饶河杂岩位于那丹哈达增生地体的核心位置, 为典型古太平洋板块俯冲-增生的产物[9-10](图 1a), 对限定太平洋板块俯冲的启动时代和机制具有重要的意义.
对于饶河杂岩的研究, 虽然目前已取得一定成果, 但由于地质条件复杂加之出露情况较差, 缺少充分的年代学与地球化学证据, 导致了对古太平洋演化的认识存在较大的分歧[2, 25-26].本文通过对饶河杂岩中枕状玄武岩的锆石U-Pb定年及地球化学研究, 为进一步限定古太平洋板块的构造演化提供证据.
1 地质概况及岩石学特征饶河杂岩分布在跃进山杂岩以东的饶河地区, 东隔乌苏里江与俄罗斯境内巨大的西锡霍特-阿林中生代增生杂岩带相连.该区主要是一套由橄榄岩、辉石橄榄岩、角闪辉石岩、堆晶辉长岩、辉绿岩、枕状玄武岩等组成的超镁铁质-镁铁质杂岩带[15-16, 27], 总体呈南北走向, 向西突出的弧状展布.
饶河杂岩中的玄武岩枕状构造特别发育, 变形轻微, 没有遭受变质.本研究所分析的枕状玄武岩样品(15HLJ28)采自饶河县永乐乡附近公路旁, 地理坐标:46°47′13″N, 133°46′21″E(图 1b).这里是玄武岩出露广泛, 枕状构造保存最为完好的区域.枕状体规模较大, 一般长轴长度在30~50 cm, 多数枕状体具有明显的淬冷边及气孔构造(图 2).
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图 2 饶河杂岩中的枕状玄武岩野外露头照片 Fig.2 Outcrop photograph of the pillow basalt in Raohe Complex |
锆石U-Pb定年的样品首先除去表面的污染物后粉碎至60目以下, 利用浮选和磁选的方法分选之后再在双目镜下挑选出晶型和透明度较好的锆石颗粒.将挑选出的锆石颗粒粘贴在双面胶上并灌入环氧树脂制成样靶, 切制打磨锆石之后抛光清洗待测锆石, 之后送往北京锆年领航科技有限公司进行透射光、反射光以及阴极发光图的照相, 观察所测锆石颗粒有无包体、裂隙等影响测试结果的因素.
锆石微量元素含量和U-Pb同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS分析完成.激光剥蚀系统为GeoLas2005, ICP-MS为Agilent 7500 a.本次激光剥蚀过程分别采用氦气和氩气作为载气和补偿气.每个时间分析的数据包括20~30 s的空白信号和50 s的样品信号, 对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用实验室软件ICPMSDataCal等完成.应用标准锆石91500作为计算U-Pb同位素比值的外标, 其参考加权平均206Pb/238U年龄根据文献[28].元素含量的计算采用硅酸盐玻璃NIST 610为外标.激光束的束斑为30 μm, 详细的实验原理和流程可见文献[29].
2.2 全岩地球化学分析样品的主量、微量和稀土元素测试均由澳实分析检测(广州)有限公司完成.主量元素由荷兰PANalytical生产的Axios仪器利用熔片、X射线荧光光谱法(XRF)测定, 并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测.微量元素和稀土元素采用美国Perkin Elmer公司生产的Elan 9000型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定.主量元素分析精度优于5%, 微量和稀土元素分析精度优于10% [30].
3 分析结果 3.1 锆石U-Pb年代学枕状玄武岩样品(15HLJ28)分选出的锆石颗粒多呈半自形、不规则状, 个别呈近等轴状, 锆石长轴粒径从50~160 μm不等.锆石的阴极发光图像(图 3a)显示部分锆石具有明显的板条状条纹构造, 多数锆石则呈浑圆状, 不发育震荡环带, 具有基性岩的锆石特征. 23颗锆石测试分析结果(表 1)表明, 其Th/U比值平均为0.9, 总体变化范围在0.44~1.76之间, 且Th、U之间具有良好的正相关关系, 表明其为岩浆成因锆石[31-32].全部23个测点均位于207Pb/235U-206Pb/238U谐和图的谐和线上及附近(图 3b), 获得的206Pb/238U加权平均年龄为168±2 Ma(MSWD=0.85, n=23), 与前人在该区获得的玄武岩锆石年龄(167±1 Ma)完全一致[2].
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表 1 饶河杂岩中枕状玄武岩样品(15HLJ28)的锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the pillow basalt sample 15HLJ28 from Raohe Complex |
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图 3 饶河杂岩中枕状玄武岩锆石阴极发光图像及U-Pb年龄谐和图 Fig.3 CL images and U-Pb concordia diagram of zircons from the pillow basalt in Raohe Complex |
针对同位素年龄样品周边的4件样品进行地球化学分析, 其主要特征如下.
3.2.1 主量元素4件枕状玄武岩样品的常量元素(表 2)变化特征为: SiO2 44.36%~49.82%, 平均值为46.85%; Al2O3 11.52%~13.90%, 平均值为12.54%; TiO2 2.7%~3.34%, 平均值为2.91%; Fe2O3 10.52%~14.80%, 平均值为12.86%.总体上, 以贫Na2O (2.98%~ 4.31%), 富MgO (6.17%~9.19%)、Fe2O3 (10.52%~14.80%)为特征.在MgO-SiO2图解(图 4a)和Zr/TiO2-Nb/Y图解(图 4b)中均位于玄武岩区域内, 与前人在该地区获得的玄武岩地球化学特征基本一致[2].
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图 4 饶河杂岩中枕状玄武岩岩石分类图解（据文献[33-34]） Fig.4 Petrographic classification diagram of the pillow basalt in Raohe Complex (After References [33-34]) 1-枕状玄武岩（pillow basalt）;2-前人在该区样品（previous sample） |
在稀土元素球粒陨石标准化配分图(图 5a)上, 样品均呈现出右倾型稀土配分型式, 各样品REE配分型式相互平行, 显示其稀土分异程度相当, 具有同源岩浆的特征.玄武岩的稀土元素总量较高, REE=256×10-6~339×10-6(表 2); 球粒陨石标准化稀土元素曲线显示轻稀土富集型, ∑LREE/∑HREE为8.38~9.76, 平均为9.24;(Gd/Yb)N=3.67~4.92, 平均值为4.33, 说明岩石重稀土元素分异明显; (La/Yb)N=15.86~21.74, 平均值为18.93.样品的δEu=1.00~1.54, 平均为1.27, 显示为Eu正异常.
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图 5 枕状玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图(球粒陨石和原始地幔标准化值据[37], 韵陨月值据[37-38]) Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spidergram of the pillow basalt (Normalized values after [37], OIB after [37-38]) |
在微量元素原始地幔标准化的配分图(图 5b)中, 样品配分曲线较为相似, 总体显示为类似OIB玄武岩的分布模式[35].值得注意的是, 大离子亲石元素Rb、Sr亏损, 高场强元素Nb、Ta富集, Th元素丰度较高, 与地幔柱的特征相似[36].
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表 2 饶河杂岩中枕状玄武岩地球化学分析结果 Table 2 Geochemical data of the pillow basalt in Raohe Complex |
流体活泼元素Rb、K、Ba、Sr等, 在变质和蚀变过程中受风化作用影响较大; 微量元素Nb、Ta、Zr、Hf和Y属于非活动性元素, 其含量一般不会因为风化、蚀变和一定的交代作用而改变.而且, 其含量不因地幔岩石的部分熔融程度和玄武质熔浆的分离结晶程度而变化[39-40].
在Ti/100-Zr-3Y和2Nb-Zr/4-Y图解(图 6)中, 枕状玄武岩全部落于板内玄武岩和板内碱性玄武岩区域内; 在Zr/Yb-Zr和Nb/Yb-Th/Yb图解(图 7)中, 全部落于板内玄武岩与OIB型玄武岩区域.
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图 6 枕状玄武岩Ti/100-Zr-3Y和2Nb-Zr/4-Y构造判别图解(据文献[41]) Fig.6 The Ti/100-Zr-3Y and 2Nb-Zr/4-Y discrimination diagrams of pillow basalt (After Reference [41]) A-低钾拉斑玄武岩(low-K tholeiite); B-洋底玄武岩/低钾拉斑玄武岩/钙碱性玄武岩(ocean floor basalt/ low-K tholeiite/ calc-alkali basalt); C-钙碱性玄武岩(calc-alkali basalt); D-板内玄武岩(within-plate basalt); AI-板内碱性玄武岩(within-plate alkali basalt); AII-板内碱性玄武岩/板内拉斑玄武岩(within-plate alkali basalt/ within-plate tholeiite); BI-与地幔柱作用有关的洋中脊玄武岩(plume-influenced mid-ocean ridge basalt); CI-板内拉斑玄武岩/火山弧玄武岩(within-plate tholeiite/ volcanic arc basalt); DI-火山弧玄武岩/正常型洋中脊玄武岩(volcanic arc basalt/ normal mid-ocean ridge basalt) |
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图 7 枕状玄武岩Zr/Yb-Zr和Nb/Yb-Th/Yb构造判别图解(据文献[42]) Fig.7 The Zr/Yb-Zr and Nb/Yb-Th/Yb discrimination diagrams of pillow basalt (After Reference [42]) A-岛弧玄武岩(island-arc basalt); B-洋中脊玄武岩(mid-ocean ridge basalt); C-板内玄武岩(within-plate basalt); D-洋中脊玄武岩/岛弧玄武岩(mid-ocean ridge basalt/ island-arc basalt) |
己有研究证明, 原那丹哈达杂岩包含东部的饶河杂岩和西部的跃进山杂岩[2, 25].跃进山杂岩的岩石类型主要为呈构造透镜体状的变玄武岩, 部分可见典型的枕状构造, 与硅质岩、片理化泥岩和片岩伴生, 属于典型具有蛇绿混杂岩性质的增生杂岩[2, 43].饶河杂岩主要是一套由橄榄岩、辉石橄榄岩、角闪辉石岩、堆晶辉长岩、辉绿岩、枕状玄武岩等组成的超镁铁质-镁铁质杂岩带[15-16, 27].
对饶河杂岩前人已做过大量的研究, 积累了丰富的资料, 目前对这套杂岩组成的认识基本一致, 它是一套具有蛇绿岩性质的中生代洋壳组合.本研究测得的饶河杂岩中的枕状玄武岩锆石206Pb/238U加权平均年龄为168±2 Ma, 地球化学特征显示为洋岛玄武岩(OIB型), 与前人在该区获得的玄武岩锆石年龄和地球化学特征一致[2].结合前人对该区的辉长岩获得的锆石年龄为167 Ma [16], 且与其相邻的构造叠置的硅质岩岩片中的放射虫化石时代一致[13, 44-46], 表明这套基性岩和硅质岩所代表的洋壳组合的形成时代为中侏罗世.
4.3 构造侵位时代饶河杂岩主要由一套相互叠置的构造岩片组成, 其中玄武岩、辉长岩及硅质岩的同位素年龄及化石显示的最新时代为中侏罗世[2, 13, 16, 44-46], 表明其构造侵位时间一定在中侏罗世之后.近年来, 在饶河杂岩分布区发现了一些含堇青石的花岗岩, 其中的锆石年龄介于128~131 Ma [2, 14, 24, 26], 说明饶河杂岩之下应存在富铝质陆壳, 表明推覆构造发生的时间应在131 Ma之前, 即早白垩世早期或更早.
5 结论(1) 锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果表明, 饶河杂岩中枕状玄武岩形成于168±2 Ma, 对应的形成时代为中侏罗世.
(2) 饶河杂岩中枕状玄武岩大离子亲石元素Rb、Sr亏损, 高场强元素Nb、Ta富集, Th元素丰度较高.饶河杂岩是一套相互叠置的构造岩片, 这套岩片之中时代最新的洋壳组合为中侏罗世, 并被128~131 Ma早白垩世堇青石花岗岩所侵入, 表明这套杂岩向西逆冲推覆构造发生的时间在中侏罗世之后, 早白垩世之前.
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