2019, Vol. 28
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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, 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[4-7](图 1).
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图 1 中国东北及其邻区大地构造和那丹哈达地体地质简图及采样位置(据文献[1]) Fig.1 Tectonics of NE China and adjacent areas and geological sketch map of Nadanhada terrane with sampling position (From Reference [1]) 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-采样点(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) |
跃进山杂岩发育于那丹哈达增生地体的增生前锋位置, 对限定太平洋板块俯冲的启动时代和机制具有重要意义.跃进山杂岩曾被定义为早古生代"跃进山群" [8], 为一套主要分布在哈马顶子、跃进山、蛤蟆通一带的低级变质岩系.研究表明, 所谓的"跃进山群"是一套以变质沉积岩为基质, 镁铁-超镁铁质岩为岩块的构造混杂岩, 其原岩为N-MORB型洋脊玄武岩, 属于典型的蛇绿岩[9], 与饶河地区的洋岛玄武岩明显不同[10-11].
对于跃进山杂岩的研究, 虽然目前已取得一定的成果, 但由于地质条件复杂加之出露情况较差, 特别是缺少必要的年代学证据, 导致了对跃进山杂岩演化的认识存在较大分歧[1, 12-13].基于此, 本文通过对跃进山杂岩中砾岩进行碎屑锆石U-Pb年代学研究, 探讨其沉积时代, 为进一步限定佳木斯地块东缘的构造演化提供依据.
1 地质概况及岩石学特征跃进山杂岩总体呈NNE向沿跃进山断裂分布在佳木斯地块东缘[9, 14](图 1).该杂岩主体出露在黑龙江东部宝清一带, 最近笔者在勤得利地区也发现了跃进山杂岩的出露.这套杂岩由强烈片理化的基质和变质-变形程度各异的岩块及岩片组成.变形基质主要由长英质糜棱岩(浊积岩)及变质片岩等组成; 外来岩块则主要由一套类似蛇绿岩组合的蛇纹石化橄榄岩、变辉长岩、变玄武岩、大理岩及硅质岩等组成.岩石组合和构造行迹均具有蛇绿岩性质的增生杂岩特征[1, 15].
本文研究为在跃进山杂岩分布区发现的一套主要由玄武岩和硅质岩砾石组成的砾岩, 之上与一套黄绿色粉砂岩整合接触, 早期的研究将这套砾岩的时代划归为早侏罗世[8, 16].砾岩主要沿南北向冲沟出露, 出露厚度大于30 m, 砾石主要由气孔杏仁构造发育的玄武岩及少量硅质岩组成(图 2), 局部见有一套黄绿色粉砂岩整合在砾岩之上, 产状305°∠55°(图 3).
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图 2 砾岩中玄武岩与硅质岩砾石 Fig.2 Basaltic and siliceous gravels in conglomerate |
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图 3 玄武质砾岩与粉砂岩接触关系 Fig.3 Contact relation between basaltic conglomerate and siltstone |
样品(15YF07-2)采自石场迎风村, 地理坐标:46°52′04″N, 133°23′17.1″E(图 1).所采砾岩样品中的砾石主要为玄武岩, 气孔杏仁构造发育, 气孔杏仁大小多在0.3~0.8 mm, 杏仁成分主要为显晶质的方解石(图 4a); 砾岩胶结物呈黄褐色, 占整体岩石的85%, 碎屑结构清晰, 碎屑颗粒多为次棱角状, 磨圆差, 分选较差, 主要由石英、斜长石、条纹长石及钙质黏土矿物和细小暗色颗粒组成(图 4b).
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图 4 玄武质砾岩显微组构特征（正交偏光） Fig.4 Microscopic fabric characteristics of basaltic conglomerate a-砾石(gravel); b-胶结物(cement) |
本文测年锆石的分选在河北廊坊晨硕岩矿检测技术服务有限公司完成, 锆石U-Pb同位素定年在西北大学地质系大陆动力学国家重点实验室完成.将人工重砂分选的锆石颗粒用环氧树脂固定并抛光, 使锆石颗粒露出核部.在测定之前, 用3%(体积分数)的HNO3清洗样品, 除去表面污垢; 然后进行透射光和反射光照相, 并在英国Gatan公司生产的MonoCL3+阴极发光装置系统上进行阴极发光(CL)照相.实验采用激光剥蚀等离子体分析技术(LA-ICP-MS), 测试中采用高纯氦气作为剥蚀物质的载气, 采用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610进行仪器最佳化, 利用哈佛大学国家标准锆石91500作为外部校正[17].样品的同位素比值计算采用GLITTER(ver Macquarie University)程序, 年龄计算采用Isoplot程序, 实验数据运用Andersen的方法进行同位素比值校正, 以消除普通204Pb的影响.实验激光束斑直径为32 μm, 频率为10 Hz, 激光能量为0.09 J, 每个分析点的气体背景采集时间为25 s, 信号采集时间为40 s.
3 分析结果15YF07-2样品中分选出的锆石颗粒较多, 对60颗具有代表性的锆石进行分析, 测试结果见表 1.所选的锆石均为无色透明颗粒, 多数为柱状, 粒度为50~180 μm, 部分为等轴状, 粒度30~50 μm.阴极发光图像显示, 大多数锆石振荡环带发育(图 5). 60个分析点的Th含量变化于33.8×10-6~590×10-6之间, U含量变化于57.5×10-6~887×10-6之间, Th、U为正相关关系, Th/U比值较高, 平均值大于0.4, 表明多数锆石具有岩浆成因特点[18].
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表 1 砾岩样品(15YF07-2)的碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果 Table 1 LA-ICP-MS U-Pb dating results of detrital zircons in conglomerate sample No. 15YF07-2 |
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图 5 砾岩的碎屑岩锆石阴极发光图像 Fig.5 CL images of detrital zircons in conglomerate sample |
60个测点中有10个测点谐和度较低, 予以剔除.其余50个测点, 年龄值均落于谐和线上或附近位置(图 6a), 显示的年龄大致可以分为4组(图 6b).其中第一组的206Pb/238U年龄集中在219~222 Ma, 峰值年龄为221 Ma, 共有2颗锆石, 占分析数量的4%, 锆石形态为近等轴状, 环带清晰(图 5), Th/U比为0.58~0.69;第二组年龄集中在251~284 Ma, 峰值年龄为267 Ma, 共有44颗锆石, 占分析数量的88%, 锆石形态为半自形-自形, 环带清晰, Th/U比为0.37~1.06;第三组年龄为500 Ma, 只有1颗锆石, 占分析数量的2%, 锆石形态多为半自形, Th/U比为0.50;第四组为大于800 Ma的前寒武纪年龄, 共2颗锆石, 年龄分别为804、1815 Ma, 占分析数量的4%, 锆石形态复杂, 以半自形近等轴状颗粒为主, 部分具有环带, Th/U比为0.14~0.23.此外, 还有一颗锆石年龄为313 Ma, 锆石形态为半自形, Th/U比为0.42.
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图 6 砾岩的碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图和年龄频谱图 Fig.6 LA-ICP-MS U-Pb concordia diagram and age frequency spectrogram of detrital zircons in conglomerate |
测试分析结果表明, 砾岩的碎屑锆石峰值年龄明显分为221 Ma、267 Ma、500 Ma和大于800 Ma四组.尤为重要的是, 这4组年龄与前述佳木斯地块东缘不整合在二叠纪花岗岩之上的砾岩-粗砂岩中的4组碎屑锆石峰值年龄(221 Ma、273 Ma、499 Ma、>800 Ma)几乎完全一致[19], 对应的地质时代分别为晚三叠世中期、中-晚二叠世、中寒武世和前寒武纪.其地质意义解释如下.
前中生代年龄:大量的研究表明, >800 Ma、500 Ma和251~284 Ma三组年龄是佳木斯地块中普遍存在的年龄记录.其中, 大于800 Ma的碎屑或捕获锆石年龄在佳木斯地块中的沉积岩和岩浆岩中普遍存在[2, 20-24], 表明佳木斯地块中存在较为古老的前寒武纪陆壳; 500 Ma是佳木斯地块中麻粒岩相变质表壳岩和与之紧密伴生产出的花岗岩中最为普遍的年龄记录[22, 22, 25-28], 代表前寒武纪佳木斯地块最终变质固结时代; 251~284 Ma的二叠纪花岗岩[13, 19, 27, 29-30]和火山岩[31]在佳木斯地块及其东缘分布广泛.这些证据充分表明, 研究区这套砾岩的沉积物源主要来自佳木斯地块.
早中生代年龄: 219~222 Ma是砾岩中获得的最小年龄组, 反映出这套砾岩的沉积下限应在晚三叠世中期之后, 说明其与之上含有晚三叠世晚期化石的地层为连续沉积的产物.最小年龄组揭示的另一重要构造意义是, 目前在该研究区中尚未发现有这组年龄的岩浆活动记录, 但在其西侧松辽地块东缘的张广才岭地区广泛发育有210~228 Ma的晚三叠世中期花岗岩[32-34], 显示佳木斯地块东缘跃进山杂岩的砾岩中219~222 Ma的碎屑锆石来自西部的张广才岭花岗岩带.这些锆石颗粒均呈近等轴状, 多具一定程度的磨圆(图 5), 也表明其经历了较长距离的搬运.最小年龄组目前仅记录在佳木斯地块以西松辽地块东缘的小兴安岭-张广才岭早中生代花岗岩带中, 因此最小年龄组限定了这套砾岩-砂岩的沉积时代下限为晚三叠世中期.
4.2 跃进山杂岩的构造演化跃进山杂岩西隔同江-密山断裂紧邻佳木斯地块东缘, 突出特点是由一套强烈变形、变质程度各异的玄武岩(部分具有枕状构造)、辉长岩、硅质岩及大理岩等岩块所组成.它们呈南北向展布在同江-密山断裂东侧, 其中的玄武岩年龄均介于270~279 Ma之间[35], 地质时代为早-中二叠世, 普遍具有N-MORB的地球化学特征.结合佳木斯地块东缘发育有二叠纪岩浆弧的特点, 早-中二叠纪期间就已存在洋壳向佳木斯地块之下的俯冲作用, 同时东侧仍有新的二叠纪洋壳的形成与扩张, 表明佳木斯地块东缘在早-中二叠世期间为活动大陆边缘构造背景.
蒲建彬等[19]在佳木斯地块东缘发现一组晚三叠世碎屑岩不整合在二叠纪花岗岩之上, 这套晚三叠世碎屑岩和跃进山杂岩之上的晚三叠世碎屑岩均为海陆交互相稳定型沉积.这两套碎屑岩中的碎屑锆石具有完全一致的峰值年龄组, 由老至新依次为大于800 Ma、494~550 Ma、250~279 Ma和218~223 Ma.前3组较老的年龄是佳木斯地块中最为普遍且十分重要的3次构造热事件, 后一最小年龄组目前仅见于佳木斯地块以西的小兴安岭-张广才岭早中生代花岗岩带中[36-37].由此可见, 佳木斯地块东缘和跃进山增生杂岩之上的晚三叠世沉积的物源主要来自佳木斯地块, 部分来自西部的松辽地块.这一证据充分表明, 在晚三叠世之前, 跃进山增生杂岩已经就位在佳木斯地块东缘并成为佳木斯地块东部大陆边缘的一部分, 同时接受了与源区一致的晚三叠世海陆交互相沉积.据此推测, 在二叠纪俯冲作用的同时, 东部仍有新的洋壳在形成.另据佳木斯地块东缘二叠纪花岗岩与之上的晚三叠世碎屑岩之间的不整合关系及该区早-中三叠世沉积普遍缺失的特点[19, 35, 38], 说明在早-中三叠世俯冲增生作用已经停止, 大陆边缘经短暂的隆升后转化为被动大陆边缘沉积环境, 普遍接受了晚三叠世海陆交互相沉积.
5 结论1) 不整合在跃进山杂岩之上的晚三叠世碎屑岩为海陆交互相稳定型沉积, 这套砾岩-砂岩的沉积时代下限为晚三叠世中期, 沉积物源主要来自佳木斯地块和西部松辽地块东缘的张广才岭花岗岩带.
2) 晚三叠世渐趋稳定环境形成的海陆交互相碎屑岩分别不整合在佳木斯地块东缘的二叠纪花岗岩和跃进山杂岩之上, 表明跃进山杂岩在晚三叠世之前已经增生就位在佳木斯地块东缘, 并成为大陆边缘的一部分, 在晚三叠世转化为被动大陆边缘沉积环境.
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