2016, Vol. 35
2. 大陆动力学国家重点实验室, 西北大学 地质学系, 西安 710069
2. State Key Laboratory of Continental Dynamics and Department of Geology/Department of Geology, Northwest University, Xi'an 710069, China
吉林松嫩-张广才岭地块位于兴蒙造山带中部，属于中亚造山带的东段。兴蒙造山带是一个在古生代由多个块体拼合而形成的构造堆叠区，其演化在古生代主要受古亚洲洋构造域的控制(Şebgör et al., 1993；Şebgör and Natal'in，1996；李锦轶，1998；任纪舜等，1999；吴福元等，1999；谢鸣谦，2000)，而中-新生代又叠加了环太平洋构造域的影响。此外，东北地区显生宙花岗岩极为发育，被称为巨型花岗岩省(吴福元和曹林，1999；吴福元等，2007；Wu et al., 2011)。大量的研究显示该区花岗质岩石多具有正的εNd值和低的Nd模式年龄，是显生宙地壳增生最强烈的地区之一，其形成与古亚洲洋的演化密切相关(郭锋等，2009)。前人对该区花岗岩以及火山岩进行了大量的研究(洪大卫等，2000；孙德有等, 2000, 2004；Jahn et al., 2001；Wu et al., 2002；Hong et al., 2004；葛文春等，2005；范蔚茗，2008；Guo et al., 2010；许文良等，2012；Yu et al., 2013)，但迄今为止关于兴蒙造山带各块体拼合的时间以及该区地壳增生的方式等问题还存在较大争议。基性岩墙(煌斑岩、辉绿岩和辉绿玢岩等)来自大陆伸展背景，主要由陆下软流圈或岩石圈地幔的岩浆上侵形成，是陆块伸展、甚至裂解的关键遗迹，其元素和同位素地球化学信息，既可反演地球深部岩浆源区的特征，也可为陆块的伸展乃至裂解提供有效限制(Windley，1984；Hall and Fahrig, 1987；李江海等，1997；周鼎武等, 1998, 2000；侯贵廷等，2009；刘燊等，2010)。但目前为止对该区基性-超基性岩的研究较为薄弱，且主要集中在晚古生代-早中生代(Wu et al., 2004；张广良和吴福元，2005；刘燊等，2009；Liu et al., 2010a；冯光英等，2011)。吉林榆木川辉绿玢岩出露面积较大，是松嫩-张广才岭地块非常重要的基性岩墙。前人对其进行了详细的地球化学研究(冯光英等，2010)，但其年代学为全岩K-Ar定年结果，由于基性岩墙通常钾含量较低，且极易蚀变导致氩的丢失和混染，因此K-Ar年龄往往存在较大的误差。鉴于此，笔者在前人研究的基础上对榆木川辉绿玢岩重新进行锆石U-Pb定年，并对其Sr-Nd同位素重新校正，得出了新的认识，对揭示该区构造演化历史具有重要意义。
1 地质背景兴蒙造山带夹持于北部的西伯利亚板块和南部的华北克拉通之间，属于巨型中亚造山带的东段，是了解中亚造山带演化及古亚洲洋俯冲过程和最终闭合时间的重要窗口。兴蒙造山带是一个在古生代-中生代期间由位于两大板块之间的中、小块体拼合而形成的构造堆叠区(王荃等，1991；Shao et al., 1997；李锦轶，1998)。根据塔源-喜桂图断裂、贺根山-黑河断裂和牡丹江断裂可以将该区划分为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩-张广才岭地块、佳木斯地块和兴凯地块(图 1a)。整个兴蒙造山带的演化在古生代期间主要受到古亚洲洋构造域的控制(Şebgör et al., 1993；Şebgör and Natal'in，1996；李锦轶，1998；任纪舜等，1999；吴福元等，1999；谢鸣谦，2000)，而中-新生代又叠加了环太平洋构造域的影响，特殊的大地构造位置、复杂的地质演化历史使得该区成为国内外地质学家研究的热点地区。
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图 1 东北地区主要块体分布(a)(据周琴等(2007)和研究区地质简图(b) Figure 1 Simplified geological map of NE China, showing the main tectonic subdivisions(after Zhou Qin et al., 2007)(a) and the simplified geological map of the studied area(b) |
松嫩地块位于兴蒙造山带的中部，西与兴安褶皱带相接，东与佳木斯地块拼贴; 其西部松辽盆地大多被掩盖在晚中生代至新生代松辽盆地的年轻沉积物之下，基底主要由浅变质-未变质的古生代地层、花岗岩和片麻岩组成，花岗岩形成于晚古生代和晚中生代，基本不含古老锆石残留，表明松辽盆地不具备大规模前寒武纪结晶基底(吴福元等，2000)；东部被北东向的依兰-伊通断裂分成2个地质面貌不同的地块-小兴安岭地块和张广才岭地块(唐克东等，2011)。
张广才岭地块出露的地层及岩石类型主要为泥盆-志留系呼兰群中-浅变质岩(云母片岩类、片麻岩类、角闪岩和大理岩类)，原岩主要为泥质沉积岩、凝灰岩、碱性玄武岩和灰岩(施性明和兰玉琦，1985；孟繁兴，1992)，变质岩周围被大量的显生宙花岗岩分割和包围(孙德有等，2001)，传统认识认为这些花岗岩主要形成于加里东期和海西期，近20年来随着高精度定年技术的发展，发现这些花岗岩主要形成于晚二叠世-早中生代(吴福元等, 1998, 2000；Wu et al., 2000, 2002, 2003a, 2011; 孙德有等, 2001, 2005; Yu et al., 2013)。
2 样品和分析方法本次研究共采集辉绿玢岩样品28件，选择其中的10件样品进行Sr-Nd同位素测试。此外采集大样约50 kg，挑选锆石约100粒用于LA-ICP-MS锆石U-Pb定年。榆木川基性岩的主要岩性为辉绿玢岩，具典型的斑状结构，基质为隐晶质-微晶结构，块状构造，主要矿物组成为单斜辉石(40%~45%)和基性斜长石(50%~55%)。斑晶由他形或半自形的单斜辉石(1.5~2.0 mm，13%~15%)、斜长石(1.0~2.0 mm，20%~25%)和少量的斜方辉石(1.0~2.0 mm，2%~3%)组成。基质由单斜辉石(0.06~0.1 mm，25%~35%)、斜方辉石(0.05~0.1 mm，3%~5%)、斜长石(0.03~0.06 mm，30%~35%)、少量黑云母(0.04~0.06 mm，2%~4%)和Fe-Ti氧化物(磁铁矿或钛铁矿)(0.04~0.06 mm，3%~5%)组成。镜下无堆晶结构现象，样品较新鲜，没有明显的蚀变(烧失量0.5%~2.2%)(冯光英等，2010)。
锆石经手工碎样、常规重力浮选和电磁选方法分选，然后将锆石粘贴在环氧树脂表面，打磨抛光后使其露出内部结构，进行阴极发光和背散射扫描电子显微镜显微照相。锆石LA-ICP-MS 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(GPMR)完成。使用仪器为ICP-MS为Agilent 7500a，激光剥蚀系统为GeoLas 2005，以氦气作载气、氩气作补偿气调节灵敏度(熊光强等，2014)。详细的仪器操作条件和数据处理方法见Liu等(2008, 2010b)。锆石标样91500的U-Th-Pb同位素比值推荐值据Wiedenbeck等(1995)。锆石样品的U-b年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig，2003)完成。
Sr-Nd同位素测定在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室的同位素实验室完成，所用仪器为MAT-261热电离蒸发固体质谱计(TIMS)，实验流程参见张永清等(2008)，Sm、Nd和Rb、Sr的过程空白值分别小于200 pg和小于500 pg，所有样品的143 Nd/144 Nd和87 Sr/86 Sr统一采用146 Nd/144 Nd=0.7219以及86 Sr/88 Sr=0.1194进行标准化处理(Depaolo，1988)。分析过程中NBS987 Sr标准和La JollaNd标准分别为87 Sr/86 Sr=0.710248±12(2σ，n=10)和143 Nd/144 Nd=0.511856±10(2σ，n=10)。
3 分析结果 3.1 年代学长期以来，榆木川辉绿玢岩一直缺乏高精度定年结果，在1 : 20万区域地质报告中基于其与地层之间的接触关系将其形成时代标注为海西晚期(吉林省地质矿产局，1988)，但由于古生代期间该区处于两大板块(西伯利亚板块和华北板块)的最终拼合接触带，古生代地层多为混杂堆积，利用侵入体与地层的接触关系来限定侵入岩的形成时代往往得出错误的认识(Şebgör and Natal'in，1996; 王枫等，2009)。此外，前人对其进行了K-Ar定年，结果为约260 Ma(冯光英等，2010)，由于该区处于古亚洲洋构造域和环太平洋构造域的叠加部位，多期改造的影响使其缺乏可信度(王枫等，2009)。为了对其进行高精度U-Pb锆石定年，笔者采集了约50 kg的大样进行锆石分选，成功分选出约100粒锆石。其中代表性锆石阴极发光图像如图 2所示，锆石大多呈浑圆状或长条状，长条状锆石多呈不完整的破碎状，两者都具有清晰的生长环带。所测试锆石的Th/U值均大于0.1(0.58~0.88)(表 1)，具有岩浆锆石的特征。11个分析点均位于U-Pb谐和线上，206 Pb/238U加权平均年龄为399.0±1.8 Ma(图 2)，代表了该岩体的结晶年龄，表明其为早海西期早泥盆世岩浆活动的产物。
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图 2 榆木川辉绿玢岩中代表性锆石的CL图像及锆石的LA-ICP-MS谐和年龄 Figure 2 Cathodoluminescence(CL)images and LA-ICP-MS U-Pb ages of representative zircons from the Yumuchuan diabase prophyrites |
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表 1 榆木川辉绿玢岩锆石U-Pb年龄 Table 1 Zircon U-Pb agesthe of the Yumuchuan diabaseporphyrites |
由榆木川辉绿玢岩Sr-Nd同位素分析结果(表 2)可见，其87 Sr/86 Sr为0.705 381~0.705 773，(87 Sr/86 Sr)i值较低在0.704 439~0.705 518之间，143 Nd/144 Nd为0.512 472~0.512 529，并具有正的εNd(t)值(6.8~7.9)，具有亏损地幔源区的特征，同时其二阶段亏损模式年龄在409~548 Ma。
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表 2 榆木川辉绿玢岩Sr-Nd同位素组成 Table 2 Sr-Nd isotopic compositions of the Yumuchuan diabase porphyrites |
榆木川辉绿玢岩的地球化学特征已另文刊出，分析结果表明其稀土元素配分模式为轻稀土略微亏损的平坦性，与N-MORB稀土配分模式基本一致，同时具有较低的Sr初始比值以及较高的εNd(t)值，这些特征都指示其来源于同位素长期亏损的地幔源区，此外其微量元素特征还显示流体交代的痕迹，同古亚洲洋俯冲作用相关。MgO与(87 Sr/86 Sr)i以及εNd(t)之间没有明显的相关性，可见岩浆在上升过程中基本没有受到地壳混染的影响(冯光英等，2010)，这与基性岩墙形成于伸展拉张环境，上升速度较快有关。据此，笔者认为早泥盆世松嫩-张广才岭地块处于造山后的伸展拉张阶段。
松嫩-张广才岭地块东北缘为佳木斯地块，南缘为华北克拉通。如前所述，笔者认为在早泥盆世张广才岭地块处于造山后的伸展拉张阶段，那么这一环境的形成是由于松嫩-张广才岭地块同佳木斯地块的碰撞拼合还是由于其与华北克拉通之间的碰撞拼合呢？大量事实表明，兴蒙造山带并非简单的西伯利亚板块与华北板块之间的缝合带，而是由位于两大板块之间的中、小块体群组成的构造拼合带(王荃等，1991；Shao et al., 1997; 李锦轶，1998)。而这些中小块体之间的拼合主要是受到古亚洲洋俯冲作用的控制。目前对于古亚洲洋最后闭合的时间和地点，主要有2种观点：一部分学者认为位于兴安地块和松辽地块之间的贺根山-黑河缝合带代表了华北克拉通和西伯利亚板块之间的最后缝合带，古地磁数据指示，华北克拉通最初沿着贺根山-黑河带同蒙古大陆拼合，随后在晚泥盆纪-早石炭纪这一组合大陆最终沿蒙古-鄂霍茨克带同西伯利亚板块碰撞(Mueller et al., 1991; Zorin，1999; Kravchinsky et al., 2002)。另外一些学者认为，位于松辽和辽源地块之间的索伦-林西-长春缝合带为古亚洲洋最后的缝合带(Wang and Liu, 1986，1991; Huang，1991)，主要证据为沿这一缝合线的硅质岩中发现了二叠纪放射虫(王玉净和樊志勇，1997)，明显晚于贺根山-黑河缝合带发现的中晚泥盆纪或早古生代放射虫(Robinson et al., 1999)，表明这一缝合带可能形成于晚二叠世，代表了古亚洲洋闭合的最终缝合线，这一认识同Xiao等(2003)和Chen等(2009)的观点一致。以上2种观点中华北克拉通和兴蒙造山带的拼合都晚于早泥盆世，因此，榆木川辉绿玢岩的形成不可能是由于松嫩-张广才岭地块和华北克拉通之间碰撞拼合后的伸展拉张，而很可能是由于松嫩-张广才岭地块和佳木斯地块之间碰撞拼合后的伸展拉张。
关于松嫩-张广才岭地块和佳木斯地块之间碰撞拼合的时间主要存在以下几种观点：一种观点认为佳木斯地块在早古生代可能为冈瓦纳大陆的边缘，随后向北漂移，最终在侏罗纪同亚洲大陆拼合(Wilde et al., 1997; Wu et al., 2011)；而Zhou等(2009)认为佳木斯地块更像是中亚造山带东北延伸的裂谷，而不是来自冈瓦纳的外来地块，这个裂谷形成于260 Ma之前，随后佳木斯地块和松辽盆地在210 Ma之前碰撞拼合，但其拼合不是由于西伯利亚板块和华北克拉通之间的俯冲，而是由于太平洋的俯冲。无论是由于古亚洲洋的俯冲还是古太平洋的俯冲。这2种观点代表的时间都晚于古生代；而许文良等(2012)等通过对早古生代火成岩的研究，认为松嫩-张广才岭地块和佳木斯地块与中志留世(425 Ma)已经拼合在一起，这一观点也得到早泥盆世地层碎屑锆石年代学的支持(Meng et al., 2010; Wang et al., 2012; 许文良等，2012)，此外对松嫩-张广才岭地块东缘A型流纹岩以及佳木斯地块双峰式火山岩的研究发现2者都形成于中泥盆世(约386 Ma)(孟恩等，2011)，它们共同揭示此时该区处于一种碰撞后的伸展环境。笔者认为这一观点能够合理的解释榆木川辉绿玢岩的形成，同时由于其形成时代略早(399±1.8 Ma)，因此推断松嫩-张广才岭地块在早泥盆世已经处于伸展后的拉张环境。
4.2 地壳增生地壳增生是指幔源岩浆及其分异产物通过各种地质过程添加到地壳中，导致地壳体积和面积增加。其方式主要有2种：①俯冲带岩浆弧杂岩的侧向增生，主要是指围绕古陆的向洋增生，俯冲作用贯穿了从新生地壳形成到弧陆碰撞导致大陆增生的主要阶段(张晓晖和翟明国，2010; Schulmann and Paterson, 2011，以及其中的文献); ②垂向增生，是地幔岩浆对地壳的直接补给，与大陆裂解及后碰撞-后造山阶段幔源玄武质岩浆底垫的过程有关(张晓晖和翟明国，2010)。目前，对大陆地壳生长机制的认识有2种截然不同的模型：①为“侧向增生模型”，类似于环太平洋增生造山带，大陆地壳的生长基本通过大洋板块俯冲诱导的增生造山完成；②为“双向增生模型，即洋陆体制的侧向增生+后碰撞垂向增生”，不仅承认洋陆俯冲体制下的侧向增生过程，特别强调后碰撞大陆地壳在深部幔源物质底垫过程中的垂向生长(Gao et al., 2011; Long et al., 2011)。
对东北地区地壳增生问题的关注始于对花岗岩的研究(吴福元等，1999；Wu et al., 2000, 2002, 2003b；葛文春等，2007；刘燊等，2009；Liu et al., 2010a)，它们低的(87 Sr/86 Sr)i和正的εNd(t)值，表明其形成与地幔有着十分重要的联系，而且普遍具有年轻的Nd模式年龄( < 1000 Ma)，暗示年轻地壳组分的重要贡献和区域在显生宙发生了强烈的地壳增生作用，这也是东北地区与华北克拉通的重要区别(Wu et al., 2000, 2002, 2003b, 周琴等，2007；范蔚茗等，2008)，Sr-Nd同位素填图显示东北地区确实存在明显的地壳增生作用，但由于其多块体拼合的特点，不同块体的增生强度和方式可能存在差异，总体而言地壳增生主要发生在中侏罗世之前，局部的地壳增生作用可能一直持续到早白垩世，主要出现在活动深大断裂带或古缝合带区域(范蔚茗等，2008)。详细的研究表明来自佳木斯地块的样品，有较老的模式年龄(约1600 Ma)(Wu et al., 2000)，对额尔古纳几个花岗岩体的研究表明，其二阶段Hf模式年龄介于1.1~1.4 Ga(葛文春等，2007)，而在松辽和兴安陆块，大多数样品的模式年龄低于1000 Ma(隋振民等，2007)，清楚地表明了这些地区地壳的新生特征。
而对于具有这些特征的花岗岩的岩石成因，由于其大面积分布，所以不可能直接来自于地幔，而是必然存在地幔热源的贡献，所以一个合理的解释是由于大量岩浆以板底垫托形式就位于地壳底部，并促使上覆的先存年轻地壳发生部分熔融形成花岗质岩浆，如此过程多次进行，从而形成大面积的花岗岩，这一方式与欧洲海西造山带的情况有所类似(Costa and Rey, 1995; 吴福元等，1999；)。
松嫩-张广才岭地块晚古生代-早中生代花岗岩主要是板块拼合之后形成的，后造山岩浆形成必然需要新的动力学及热源，幔源岩浆底侵是最常见的后造山岩浆活动的热源和物源，在中亚造山带很多地带已经鉴别出后碰撞或后造山阶段的幔源物质添入(Han et al., 1997; Jahn et al., 2000a, 2000b; Wang et al., 2004；Kovalenko et al., 2004; )，在上地壳中表现出来的幔源岩浆活动是这个深部地质过程的浅部反映，而该时期发育的基性岩墙，无疑可为其提供证据(韩宝福等，1998；吴福元等，1999；王涛等，2008)。榆木川辉绿玢岩形成于早泥盆世，源区为亏损地幔，其模式年龄与形成年龄相差较小，表明其从亏损地幔中分离出的时间较短。其本身就是地壳增生的产物，而其形成也表明松嫩-张广才岭地块在晚古生代早期可能存在一个重要的地壳增生事件，且其增生方式为垂向增生。
5 结论(1) LA-ICP-MS定年结果显示，位于松嫩-张广才岭地块的榆木川辉绿玢岩的形成时代为399±1.8 Ma，而不是前人所认为的二叠纪；结合前人对该区构造背景的认识，笔者进一步将松嫩-张广才岭地块与佳木斯地块碰撞拼合后处于伸展后拉张环境的时间限制为早泥盆世。
(2) Sr-Nd同位素研究表明，榆木川辉绿玢岩具有低的(87 Sr/86 Sr)i值(0.704439~0.705518)以及正的εNd(t)值(6.8~7.9)；其形成表明松嫩-张广才岭地块在晚古生代早期可能存在一个重要的地壳增生事件，且其增生方式为垂向增生。
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