李功宇 周建波 李皓東 陳卓 王紅燕 王斌

吉黑東部地區(qū)主要由那丹哈達(dá)地體、佳木斯-興凱地塊以及松遼地塊東部組成(圖1；吉林省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1988；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993; 周建波等，2013，2016)，大地構(gòu)造位置屬于中亞造山帶最東緣，同時也是歐亞大陸東緣與環(huán)太平洋構(gòu)造域的重要組成部分(Tang, 1990；Natal’in, 1991，1993;eng?retal., 1993；唐克東等, 1995；李錦軼等，1999; Zhouetal., 2009)。由于特殊的大地構(gòu)造位置，吉黑東部自古生代以來受到古亞洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋、古太平洋(泛大洋)以及黑龍江洋多個古大洋構(gòu)造體制的疊加與轉(zhuǎn)換作用影響(許文良等，2012；Sunetal., 2015; Bietal., 2017; Zhou and Li, 2017; Lietal., 2019, 2020, 2021;Yangetal., 2019)。但直到目前，關(guān)于這些古大洋構(gòu)造體制疊加與轉(zhuǎn)換的詳細(xì)過程仍舊缺乏清楚的認(rèn)識。在早古生代時期，中國東北以古亞洲洋的消減閉合控制作用為主，主要表現(xiàn)以南北向驅(qū)動力作用于東北微陸塊和華北克拉通之間，直到早三疊世前后，東北地塊群與華北板塊沿索倫-西拉木倫-長春縫合帶碰撞拼貼(周建波等，2012)。蒙古-鄂霍茨克洋位于蒙古-中國東北和西伯利亞克拉通之間，被普遍認(rèn)為是泛大洋或古太平洋的大型海灣(Tangetal., 2018)，其主要以晚古生代至早中生代時期的南北向閉合作用過程影響中國東北微陸塊群的構(gòu)造演化(Zonenshainetal., 1990; Parfenovetal., 2001, 2003; Donskayaetal., 2012)。泛大洋作為古太平洋的前身存在于古生代至中生代早期，對中國東北地區(qū)東緣的作用影響近年來也受到了學(xué)者的關(guān)注, 認(rèn)為其在晚古生代時期對佳木斯-興凱地塊東緣存在俯沖作用(Lietal., 2019; Yangetal., 2019; Hanetal., 2020)。黑龍江洋是晚古生代到中生代早期存在于佳木斯-興凱地塊與松遼地塊間的短期區(qū)域性洋盆(Wuetal., 2007; Zhuetal., 2017a, b; Lietal., 2022)，主要以雙向俯沖模式控制佳木斯-興凱地塊西緣以及松遼地塊東緣的構(gòu)造演化進(jìn)程(Dongetal., 2017a, b)。古太平洋起源于泛大洋，由泛大陸裂解后逐漸演化而來(郭鋒，2016)，中國東北地區(qū)屬于環(huán)太平洋構(gòu)造域的一部分，那丹哈達(dá)地體中的躍進(jìn)山雜巖明確記錄了古太平洋板塊向中國東北地區(qū)俯沖作用開始于晚三疊世到早侏羅世時期(Zhouetal., 2014)。在漫長的地質(zhì)演化進(jìn)程中，佳木斯-興凱地塊經(jīng)歷的古大洋構(gòu)造域最多、范圍最廣、受影響時間最長，因而保存了豐富的構(gòu)造作用地質(zhì)記錄，例如：東緣地區(qū)具有由淺海相到海陸交互相再到陸相轉(zhuǎn)換特征的上古生界地層序列 (黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993; Sunetal., 2015; Lietal., 2019)，東緣和西緣地區(qū)大量的晚古生代島弧巖漿巖(吳福元等，2001; Mengetal., 2008; 于介江等, 2013; 張磊等，2013; Bietal., 2015, 2016; Sunetal., 2015；Dongetal., 2017a, b; Yangetal., 2017, 2019; Lietal., 2020, 2021; Shanetal., 2021)，東緣的那丹哈達(dá)增生雜巖帶(Kojima and Mizutani, 1987; Kojima, 1989；Mizutani and Kojima,1992; 周建波等，2012，2016; Zhouetal., 2014)，以及西緣的富含藍(lán)片巖的吉黑高壓變質(zhì)帶(吳福元等，2001；Zhouetal., 2009; Zhuetal., 2015; Dongetal., 2017a, b; Hanetal., 2020)等。因此，佳木斯-興凱地塊是探索中亞造山帶東部，歐亞大陸東緣構(gòu)造演化最理想的天然實(shí)驗(yàn)室。

圖1 亞洲大陸中部和東部構(gòu)造單元劃分(a)及中國東北地區(qū)構(gòu)造劃分綱要圖(b) (據(jù)Li et al., 2021)

佳木斯-興凱地塊中保存的諸多地質(zhì)記錄為不同古大洋體制的構(gòu)造演化提供關(guān)鍵證據(jù)，前人對此研究也獲得了大量的成果。東緣地區(qū)由淺海相到陸相轉(zhuǎn)換的上古生界地層序列被認(rèn)定為該區(qū)晚泥盆世到晚石炭世被動陸緣向活動陸緣構(gòu)造環(huán)境轉(zhuǎn)換的關(guān)鍵證據(jù)(Lietal., 2019)，該構(gòu)造環(huán)境轉(zhuǎn)換可能與蒙古-鄂霍茨克洋或古太平洋板塊的俯沖有關(guān)(Sunetal., 2015; Bietal., 2017; Lietal., 2019)。東緣大量的島弧巖漿巖基本形成于早二疊世，可能與蒙古-鄂霍茨克洋、古亞洲洋或者古太平洋的俯沖有關(guān)(許文良等，2012；Zhou and Li, 2017; Yangetal., 2019)。而西緣的島弧巖漿巖基本形成于晚二疊世，與黑龍江洋的俯沖有關(guān)(Dongetal., 2017a, b; Lietal., 2021)。那丹哈達(dá)增生雜巖帶形成于古太平洋的俯沖-增生過程，是環(huán)太平洋構(gòu)造域俯沖啟動的直接證據(jù)(Zhouetal., 2014; 周建波等，2016)。吉黑高壓變質(zhì)帶內(nèi)的物質(zhì)來源與黑龍江洋密切相關(guān)，其最終可能形成于古太平洋俯沖、黑龍江洋閉合以及佳木斯-興凱地塊與松遼地塊拼貼的綜合作用結(jié)果(Wuetal., 2007; Zhouetal., 2009, 2010; 周建波等，2013; Zhuetal., 2015, 2017a, b; Dongetal., 2017a, b; Lietal., 2021)。以上研究表明，前人主要基于單一地質(zhì)記錄的單獨(dú)研究來反演古大洋構(gòu)造域獨(dú)立或階段性的構(gòu)造演化歷史，而缺少對這些地質(zhì)證據(jù)以及古大洋構(gòu)造域在時間和空間上的相互聯(lián)系，這使得以上古大洋構(gòu)造域?qū)傩岳宥ㄉ洗嬖谝欢幾h。因此，將古亞洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋、古太平洋(泛大洋)以及黑龍江洋構(gòu)造域的演化按時間順序、空間分布以及作用極性建立起整體的綜合聯(lián)系，是理清吉黑東部構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換的關(guān)鍵。

本文通過對吉黑高壓變質(zhì)帶中青龍村群斜長角閃巖系統(tǒng)的巖石學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)和全巖地球化學(xué)研究，為吉黑高壓變質(zhì)帶的巖石組成、原巖定年以及構(gòu)造屬性研究提供新的證據(jù)。同時結(jié)合佳木斯-興凱地塊東緣和西緣的大量晚古生代島弧屬性巖漿巖以及那丹哈達(dá)增生雜巖和吉黑高壓變質(zhì)帶的分析總結(jié)，識別出佳木斯-興凱地塊的“雙帶雙弧”結(jié)構(gòu)，并利用該特征結(jié)構(gòu)的制約，建立起吉黑東部地區(qū)晚古生代時期包括古亞洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋、古太平洋(泛大洋)以及黑龍江洋在內(nèi)的綜合構(gòu)造演化模型，進(jìn)而說明中亞造山帶東緣從古亞洲洋閉合最終到古太平洋俯沖啟動的構(gòu)造轉(zhuǎn)換過程。

1 區(qū)域地質(zhì)背景及樣品特征

中國東北地區(qū)由一系列微陸塊組成，自西向東依次為額爾古納地塊、興安地塊、松遼地塊和佳木斯-興凱地塊，位于中亞造山帶的東段，夾于西伯利亞克拉通和華北克拉通之間(圖1)。吉黑東部地區(qū)主體位于東北微陸塊群的東部，主要包括那丹哈達(dá)地體、佳木斯-興凱地塊以及松遼地塊的東緣(圖2；吉林省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1988; 黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)。佳木斯地塊向南延伸到興凱地塊，向北繼續(xù)延伸到俄羅斯境內(nèi)的布列亞地塊，并統(tǒng)稱為興凱-佳木斯-布列亞地塊(圖1；曹熹等, 1992;eng?retal., 1993; Wildeetal., 2000; Zhouetal., 2009)。本文主要研究的是該地塊在中國境內(nèi)的部分，即佳木斯地塊和興凱地塊。佳木斯地塊的基底以麻山群為主，為一套孔茲巖系，由麻粒巖、變粒巖、片麻巖、石墨片巖以及大理巖組成(Wildeetal., 1997；宋彪等，1997；周建波等，2016)。麻山群的原巖時代主要為中-新元古代，且經(jīng)歷了晚泛非期(～500Ma)的變質(zhì)作用(Wildeetal., 1997，2000，2003；Zhou and Wilde, 2013；呂長祿等，2014；Yangetal., 2017)。興凱地塊基底以虎頭雜巖為主，組成與麻山群相似，同樣為一套孔茲變質(zhì)巖系，主要由夕線石榴片麻巖、碳酸鹽巖、長英質(zhì)片麻巖以及石榴花崗片麻巖組成(Zhouetal., 2010；李功宇等，2020)。最新研究結(jié)果顯示，來自虎頭雜巖的夕線石榴片麻巖的鋯石邊部變質(zhì)年齡為490Ma，而核部的巖漿鋯石年齡為610～934Ma。石榴花崗片麻巖的巖漿鋯石年齡為515～522Ma，鋯石變質(zhì)邊緣記錄的變質(zhì)年齡為500～510Ma，表明虎頭雜巖與麻山群相似，都經(jīng)歷了晚泛非期的變質(zhì)作用(Zhouetal., 2010)。佳木斯地塊與興凱地塊被大型左旋走滑斷裂所截斷，該斷裂形成于侏羅-白堊紀(jì)時期(朱光等, 2006; 孫曉猛等, 2010)，遠(yuǎn)晚于二者基底的形成時代(晚泛非期)，因此可將佳木斯地塊與興凱地塊視為統(tǒng)一的地質(zhì)單元，統(tǒng)稱為“佳木斯-興凱地塊”。佳木斯-興凱地塊蓋層為零散分布于東緣和西緣的晚古生代-早中生代的火山-沉積巖系(圖2；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)。佳木斯-興凱地塊位于松遼地塊和那丹哈達(dá)地體之間，分別被黑龍江雜巖和躍進(jìn)山雜巖分割開來(圖1)。那丹哈達(dá)地體，又稱為那丹哈達(dá)增生雜巖帶，主要由古元古代片麻巖、二疊紀(jì)輝長巖、二疊-三疊紀(jì)變質(zhì)玄武巖、三疊紀(jì)硅質(zhì)巖、石炭-二疊紀(jì)灰?guī)r、晚三疊-中侏羅世輝長巖、中侏羅世枕狀熔巖、三疊紀(jì)-中侏羅世的硅質(zhì)頁巖組成，外來巖塊都被包裹在較年輕的碎屑巖基質(zhì)中，具有典型蛇綠巖特征，區(qū)域上劃分為躍進(jìn)山雜巖和饒河雜巖兩部分(黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993；Zhouetal., 2014; 周建波等，2016)。躍進(jìn)山雜巖和饒河雜巖分別記錄了古太平洋板塊俯沖增生的晚三疊-早侏羅世和中侏羅-早白堊世兩個不同階段，是古太平洋板塊俯沖的直接證據(jù)(Zhouetal., 2014; 周建波等，2016)。黑龍江雜巖沿佳木斯-興凱地塊與松遼地塊的邊界呈南北向展布(圖2；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)，為一套由綠簾-藍(lán)片巖相的巖石組合而成的高壓變質(zhì)巖帶，并含有特征變質(zhì)礦物組合(如藍(lán)閃石，多硅白云母等)，代表了溫壓條件為320～450℃和0.9～1.1GPa的低溫-高壓變質(zhì)作用(Zhouetal., 2009)。黑龍江雜巖被定義為一套俯沖作用過程中形成的構(gòu)造混雜巖(曹熹等, 1992; 李錦軼等, 1999; Wuetal., 2007)。前人在對佳木斯-興凱地塊西南緣的長春-延吉縫合帶中的呼蘭群變質(zhì)雜巖、青龍村群變質(zhì)雜巖、色洛河群變質(zhì)雜巖、煙筒山紅簾石片巖帶以及開山屯變質(zhì)雜巖的研究發(fā)現(xiàn)，其與黑龍江雜巖帶形成于統(tǒng)一的大地構(gòu)造背景，具有相似的構(gòu)造屬性，因此將黑龍江雜巖帶和長春-延吉縫合帶中的多個混雜巖組合整合為同一構(gòu)造單元，命名為“吉林-黑龍江高壓變質(zhì)帶(簡稱為吉黑高壓帶)”(圖1、圖2；周建波等, 2013；Lietal., 2021)。黑龍江藍(lán)片巖作為特征性巖石類型附存于吉黑高壓帶中，具有洋島玄武巖(OIB)和洋中脊玄武巖(MORB)的地球化學(xué)屬性，是黑龍江洋洋殼曾經(jīng)存在的有力證據(jù)，同時吉黑高壓帶的形成和最終就位也與黑龍江洋的演化過程息息相關(guān)(Zhouetal., 2009；Zhuetal., 2015; Dongetal., 2017a, b; Hanetal., 2020)。

圖2 佳木斯-興凱地塊地質(zhì)圖(據(jù)黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993; Wilde et al., 2003; 吳福元等, 2001)及代表性巖石位置及年齡

本文的研究區(qū)位于佳木斯-興凱地塊的西南緣的青龍村地區(qū)(圖2)，是吉黑高壓帶的南段部分。該區(qū)主要出露的是青龍村群和不同時代的花崗巖(吉林省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988)。青龍村群主要為一套變質(zhì)變形巖石組合，自下而上被分為3段。下段為黑云母石英片巖、片麻巖、大理巖和變質(zhì)砂巖；中段為黑云母斜長片麻巖、斜長角閃巖和麻粒巖；上段為變質(zhì)砂巖和碳質(zhì)板巖。古生代以來，青龍村群經(jīng)歷了多期變形變質(zhì)作用，導(dǎo)致其分布于不同時代的花崗巖中，而缺少明顯的界線，副變質(zhì)巖主要為含石榴石黑云斜長片麻巖和云母片巖, 而正變質(zhì)巖主要為玄武巖變質(zhì)形成的斜長角閃巖(吉林省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1988；張春艷等, 2007)。

本文所分析的樣品為采自青龍村群中部兩個露頭點(diǎn)的4個斜長角閃巖，樣品JH-12和JH-13采樣位置的GPS坐標(biāo)為N44°03′57.7″、E130°51′54.4″，樣品JH-15H和JH-16采樣位置位于上一個采樣點(diǎn)西北方向約1km處，GPS坐標(biāo)為N44°03′56.2″、E130°51′53.8″(圖2)。

研究區(qū)內(nèi)青龍村群總體呈近北西向展布，斜長角閃巖是主體出露的巖石類型，主要呈似層狀與云母片巖互層產(chǎn)出，新鮮面顏色為灰綠色，可見變余杏仁狀或氣孔狀構(gòu)造(圖3a, c),推斷斜長角閃巖由玄武巖變質(zhì)形成。巖層傾向變化幅度較大，傾角變化介于15°～30°之間，劈理較為發(fā)育，上段變形強(qiáng)烈，形成明顯的揉皺和S-C組構(gòu)等。由于植被覆蓋，無法觀察到與上覆地層接觸關(guān)系，下段與南側(cè)的夾皮溝群為斷層接觸。斜長角閃巖樣品的鏡下特征顯示其發(fā)育粒狀變晶結(jié)構(gòu)和片狀或片麻狀構(gòu)造，主要由普通角閃石(70%～80%)、斜長石(15%～25%)以及少量的副礦物(～5%)組成(圖3b, d)。其中斜長石呈不規(guī)則粒狀，定向排列，粒度為0.1～0.8mm，可見聚片雙晶，部分被絹云母交代，表面略臟；角閃石呈不規(guī)則粒狀，定向排列，發(fā)育兩組解理，部分角閃石表面發(fā)生絹云母化，極少數(shù)發(fā)生綠簾石化，粒度為0.2～1mm。巖石具有輕微的蝕變特征，蝕變礦物主要為絹云母。巖石樣品總體呈現(xiàn)低角閃巖相礦物組合。

圖3 青龍村斜長角閃巖野外照片(a、c)和顯微照片(b、d)

2 測試方法

經(jīng)過室內(nèi)巖相學(xué)分析之后，共選取4個新鮮的代表性斜長角閃巖樣品用來進(jìn)行全巖主量和微量元素分析。首先將樣品切片，去除表面污染物和風(fēng)化面，放置于0.5N的稀鹽酸中浸泡2h。接下來用蒸餾水清洗后，放入溫度120℃的烘干機(jī)中烘干24h。之后用瑪瑙研磨器將樣品碎片研磨至200目以下。全巖主量與微量元素分析在自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。主量和微量元素分別采用X射線熒光光譜玻璃熔片法和電感耦合等離子質(zhì)譜法進(jìn)行測試分析。用于主量元素測試的設(shè)備為Rigaku RIX 2000型熒光光譜儀(XRF)，分析精度優(yōu)于1%～5%。具體工作流程如下：(1)將樣品置于105℃的烘箱中烘干，取出后置于密封的干燥皿中冷卻至室溫；(2)稱取1.0g左右烘干樣品置于恒重坩堝中，在1000℃下灼燒2h，冷卻至室溫后稱量，計算燒失量 (LOI)；(3)精確稱取6.0g助熔劑(Li2B4O7: LiBO2:LiF = 9:2:1)、0.6g樣品、0.3g 氧化劑(NH4NO3)，均勻混合后置于鉑金坩堝中，在1150℃下使其完全熔融，然后在室溫下冷卻后形成玻璃熔片，然后將玻璃片取出以備XRF測試。微量元素測試設(shè)備為 Perkin-Elmer Scienx ELAN 6000型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)，分析精度優(yōu)于2%～5%。具體工作流程如下：(1)準(zhǔn)確稱取50mg樣品置于Teflon溶樣彈中，依次加入1mL高純HNO3和高純HF，振蕩使它們充分混合；(2)將溶樣彈放入鋼套，置于190℃烘箱中加熱24h以上；(3)待溶樣彈冷卻，開蓋后置于140℃電熱板上蒸干，然后加入1mL HNO3并再次蒸干；(4)加入1mL高純HNO3、1mL MQ水和1mL內(nèi)標(biāo)溶液(濃度為1×10-6)，再次將溶樣彈放入鋼套，置于烘箱中加熱12h以上；(5)將溶液轉(zhuǎn)入聚乙烯料瓶中，并用2% HNO3稀釋至100g用于ICP-MS測試。數(shù)據(jù)處理過程中使用的標(biāo)樣為USGS標(biāo)準(zhǔn)W-2和G-2以及國內(nèi)標(biāo)準(zhǔn)GSR-1、GSR-2和GSR-3。

所有鋯石顆粒經(jīng)過磁力和重力液分離后，在雙目顯微鏡下進(jìn)行人工手動挑選。將無裂紋、無明顯夾雜的透明鋯石鑲嵌在環(huán)氧樹脂靶上，然后拋光至約一半厚度。鋯石的陰極發(fā)光成像(CL)在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所實(shí)驗(yàn)室完成。鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年分析由中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)殼幔物質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(合肥)完成。該實(shí)驗(yàn)室使用的儀器為激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICPMS)，其ICP-MS型號Agilent 7500a，LA型號GeoLas2005，斑束大小為32μm，頻率10Hz，以標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為外部校正標(biāo)樣，其U-Th-Pb同位素比值為Wiedenbecketal. (1995)推薦值，以NIST610作為內(nèi)標(biāo)，每個測點(diǎn)有20～30s的空白信號 (載氣測量) 和50s的樣品信號。鋯石U-Pb同位素比值和元素含量計算，采用ICPMSDataCal軟件處理完成(Liuetal., 2008, 2010a, b)，然后根據(jù)Andersen (2002)的普通Pb校正方法對數(shù)據(jù)進(jìn)行校正。最后通過Isoplot/Ex_ver3標(biāo)準(zhǔn)程序軟件(Ludwig, 2003)進(jìn)行年齡計算和相關(guān)協(xié)和年齡圖件繪制。

3 分析結(jié)果

3.1 主量和微量元素

本次研究采集了4個斜長角閃巖樣品用于主量和微量地球化學(xué)測試分析(表1)。地球化學(xué)測試結(jié)果顯示，斜長角閃巖樣品SiO2含量為47.59%～49.86%，TiO2含量為 0.83%～0.91%， FeOT含量為15.22%～16.81%，MgO含量為4.68%～6.08%，Al2O3含量為13.69%～14.59%，Na2O 含量為2.48%～3.79%，K2O含量為0.56%～0.73%(表1)。在Zr/TiO2(×10-4)-SiO2圖解中(圖4a)，樣品落入到玄武巖巖區(qū)。在SiO2-FeOT/MgO圖解中，樣品均屬于拉斑系列(圖4b)。

圖4 青龍村群不同單元的巖石分類圖(a、b)及構(gòu)造背景判別圖(c、d)

青龍村群斜長角閃巖樣品的稀土元素總量(∑REE)為47×10-6～67×10-6，在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖上(圖5a)，稀土元素配分曲線變化趨勢相同，整體表現(xiàn)為右傾，輕稀土元素富集(LREE)，重稀土元素虧損(HREE)，輕稀土與重稀土比為3.9～4.2，(La/Yb)N為2.9～3.5，與富集型洋中脊玄武巖(E-MORB)類似。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖5b), 青龍村群斜長角閃巖樣品表現(xiàn)為流動性元素Rb、Th和U相對虧損，元素Sr、Ba、Pb以及高場強(qiáng)元素Nb、Ta相對富集。本文中斜長角閃巖樣品的主量元素成分變化較小，暗示變質(zhì)作用和蝕變作用對主量元素的影響較少。這些斜長角閃巖樣品還具有相對較低的燒失量(1.65%～2.62%)，并且樣品也不存在Ce異常，暗示其未經(jīng)歷二次蝕變作用(Polatetal., 2002; Wangetal., 2016)。此外，斜長角閃巖樣品具有相對平緩的稀土元素配分模式，表明其在變質(zhì)蝕變及變形過程中相對穩(wěn)定。因此，斜長角閃巖中大部分的主量元素、稀土元素、高場強(qiáng)元素以及部分過渡金屬元素在中低級變質(zhì)作用和蝕變作用過程中并未受到明顯影響，因此可以運(yùn)用這些元素討論巖石形成相關(guān)的構(gòu)造背景。在Th-Hf/3-Nb/16和Th-Hf/3-Ta圖解中(圖4c, d)，樣品的投影點(diǎn)均落入富集型洋中脊(E-MORB)構(gòu)造背景區(qū)域內(nèi)。

圖5 青龍村斜長角閃巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(a,標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b，標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Stern, 2002)

3.2 年代學(xué)測試結(jié)果

3.2.1 斜長角閃巖樣品JH-12

該樣品鋯石均呈無色透明、長柱狀、自形到半自形，長度約100～200μm，長寬比為2:1～3:1。CL圖像中可清晰呈現(xiàn)出震蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖6a)，表明其為巖漿鋯石。本文采用LA-ICPMS測試手段對26顆鋯石進(jìn)行了26次分析，獲得了26個協(xié)和年齡測試結(jié)果。測試分析結(jié)果顯示(表2)，鋯石的Th含量為35×10-6～489×10-6，U含量為65×10-6～739×10-6，Th/U值為0.43～0.88，也證實(shí)了鋯石的巖漿成因背景(Th/U值大于0.1；吳元保和鄭永飛，2004)。26個協(xié)和數(shù)據(jù)確定的加權(quán)平均年齡為258±3Ma (圖6c；MSWD=0.01)，限定了該斜長角閃巖樣品的原巖年齡。

圖6 青龍村斜長角閃巖樣CL圖像(a、b)及鋯石U-Pb年齡協(xié)和圖(c、d)

3.2.2 斜長角閃巖樣品JH-15

該樣品鋯石均呈無色透明，大部分為短柱狀、半自形，長度約80～150μm，長寬比為1.5:1～2:1。CL圖像中可清晰呈現(xiàn)出震蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)(圖6b)，表明其為巖漿鋯石。本文對該樣品進(jìn)行了30次分析(表2)，結(jié)果顯示鋯石的Th含量為2.2×10-6～399×10-6，U含量為9.7×10-6～449×10-6，Th/U值為0.16～1.23，也證實(shí)了鋯石的巖漿成因背景。30次測試結(jié)果中，有5個不協(xié)和數(shù)據(jù)(不協(xié)和度大于10%)。其余25個協(xié)和年齡結(jié)果確定的加權(quán)平均年齡為259±3Ma (圖6d；MSWD=0.014)，代表了該斜長角閃巖樣品的原巖年齡。

表2 青龍村群斜長角閃巖鋯石年齡

續(xù)表2

4 討論

4.1 青龍村群的屬性、時代及構(gòu)造背景

青龍村群曾經(jīng)被定義為傳統(tǒng)的地層序列(吉林省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988)，并根據(jù)一些化石、區(qū)域地層關(guān)系對比以及侵入體時代研究，將其歸置于不同的時代，例如，太古代、古生代或者新元古代至早寒武世(吉林省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988；賈大成, 1994)。近年來，隨著鋯石地質(zhì)年代學(xué)測試分析技術(shù)的不斷發(fā)展，從青龍村群的不同類型的巖石中也獲得了不同的U-Pb鋯石年齡，例如白云母片巖年齡242Ma(張超, 2014)，變質(zhì)輝長巖年齡248Ma和黑云斜長片麻巖年齡250～260Ma(周建波等, 2013；Lietal., 2022)，云母片巖年齡265Ma(周靜, 2017)以及角閃巖年齡274Ma(張春艷等, 2007)。我們本次研究新的測試結(jié)果表明，佳木斯-興凱地塊西緣青龍村群斜長角閃巖的形成年齡為～260Ma。

以上研究結(jié)果顯示，青龍村群具有從太古代到晚古生代較大的年齡跨度。除了具有年齡變化的多樣性特征以外，青龍村群還具有不同巖性形成于不同構(gòu)造背景的特征。例如，基性-超基性巖形成于火山弧或活動大陸邊緣(張炯飛，1997)，超基性巖具有右傾稀土配分模式和弱Eu異常，輕稀土富集、重稀土虧損的特征，與富集型洋中脊(E-MORB)稀土配分模式一致(周靜，2017)；陽起片巖、黑云母片麻巖以及黑云斜長片麻巖具有相似的微量元素特征，即大離子親石元素和輕稀土元素富集，高場強(qiáng)元素虧損等，與島弧巖漿巖一致，但是它們的原巖類型不同，其中陽起片巖與黑云母片麻巖原巖屬于鈣堿性系列島弧安山巖，而片麻巖與黑云斜長片麻巖原巖屬于鈣堿性系列島弧流紋巖或英安巖(圖4；邱殿明等，2004; Lietal., 2022)。本文對青龍村群斜長角閃巖的地球化學(xué)研究結(jié)果表明，該地區(qū)的斜長角閃巖原巖屬于拉斑系列玄武巖(圖4b)。構(gòu)造判別圖解指示了青龍村群斜長角閃巖形成于富集型洋中脊環(huán)境(圖4c, d)。除了以上特征外，在對青龍村群的野外地質(zhì)觀察中發(fā)現(xiàn)，青龍村群中多發(fā)育透鏡狀、楔狀、舌狀形態(tài)的基性和超基性巖，多為無根巖體，具有蛇綠巖套下部巖系的特征(賈大成，1994)。因此，我們認(rèn)為青龍村群為一套由不同巖性、不同時代、形成于不同構(gòu)造背景的巖石混雜而成的構(gòu)造混雜巖，而不是傳統(tǒng)意義上的地層序列。

沿著長春-延吉縫合帶以及相鄰地區(qū)有多個與青龍村群相似的構(gòu)造單元，包括呼蘭群變質(zhì)雜巖、色洛河群變質(zhì)雜巖、開山屯變質(zhì)雜巖以及煙筒山紅簾石片巖帶，這些巖石組合以發(fā)育特征性的構(gòu)造混雜巖、高壓變質(zhì)礦物組合廣泛發(fā)育以及多時代不同性質(zhì)巖石混雜組合為特征(施性明和蘭玉琦，1985；孟繁興，1992；邵濟(jì)安等，1995；吳漢泉等，2003；唐克東等，2011；Zhou and Wilde, 2013；周建波等，2013)，也并不是真正的地層序列，同樣是由不同時代、不同類型和屬性的巖石混雜而成的構(gòu)造混雜巖(Zhou and Wilde, 2013；周建波等，2013)。在區(qū)域上，長春-延吉縫合帶中包括青龍村群在內(nèi)的變質(zhì)雜巖單元與黑龍江高壓藍(lán)片巖以及張廣才嶺-小興安嶺增生雜巖呈近南北向帶狀連續(xù)分布于佳木斯-興凱地塊西緣，且經(jīng)歷了相同時代的變質(zhì)作用過程，為佳木斯-興凱地塊受古太平洋俯沖和黑龍江洋閉合共同影響向西拼貼俯沖的產(chǎn)物，最終就位均形成于晚三疊-早侏羅世(180～210Ma)，因此可將它們作為統(tǒng)一的構(gòu)造單元來考慮，命名為“吉林-黑龍江高壓變質(zhì)帶”簡稱為“吉黑高壓帶”(圖1、圖2；Zhou and Wilde, 2013；周建波等，2013；Lietal., 2021)。

4.2 佳木斯-興凱地塊的“雙帶雙弧”結(jié)構(gòu)

4.2.1 那丹哈達(dá)增生雜巖帶和吉黑高壓帶

那丹哈達(dá)增生雜巖帶又稱那丹哈達(dá)地體或完達(dá)山地體，位于佳木斯-興凱地塊的東緣(圖1、圖2)，主要由三疊紀(jì)到侏羅紀(jì)的增生雜巖和白堊紀(jì)花崗巖訂合體組成，是古太平洋板塊增生帶的一部分，也是中國境內(nèi)古太平洋板塊俯沖-增生最有力的地質(zhì)記錄(Kojima, 1989; 程瑞玉等，2006; Zhou and Wilde, 2013; Zhouetal., 2014)。其中三疊紀(jì)到侏羅紀(jì)的增生雜巖又可劃分為饒河雜巖和躍進(jìn)山雜巖兩部分(Zhouetal., 2014)。躍進(jìn)山雜巖主要由變質(zhì)沉積巖和變質(zhì)基性-超基性巖組成，形成時代為210～180Ma之間，代表了古太平洋板塊晚三疊世到早侏羅世期間的第一階段的俯沖-增生(Zhouetal., 2009, 2014; 韓偉和周建波，2020)。饒河雜巖作為那丹哈達(dá)增生雜巖帶的主體部分，由灰?guī)r、硅質(zhì)巖、變質(zhì)沉積巖以及夾于變質(zhì)沉積巖中的基性-超基性巖組成(黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)，形成時代為170～130Ma之間，代表了中侏羅世到早白堊世古太平洋板塊的俯沖增生作用(周建波等，2018；韓偉和周建波，2020)。

吉黑高壓帶位于佳木斯-興凱地塊的西緣，主要由黑龍江雜巖以及分布于長春-延吉縫合帶中的多個混雜巖組合構(gòu)成(曹熹等, 1992; 李錦軼等, 1999; Wuetal., 2007; 周建波等, 2013；Lietal., 2022)。黑龍江雜巖沿佳木斯-興凱地塊與松遼地塊的邊界呈南北向展布(圖2；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1993)，為一套由綠簾-藍(lán)片巖相的巖石組合而成的高壓變質(zhì)巖帶，并含有特征變質(zhì)礦物組合(如藍(lán)閃石、多硅白云母等)，代表了溫壓條件為320～450℃和0.9～1.1GPa的低溫-高壓變質(zhì)作用(Zhouetal., 2009)。黑龍江雜巖被定義為一套俯沖作用過程中形成的構(gòu)造混雜巖(曹熹等, 1992; 李錦軼等, 1999; Wuetal., 2007)。而長春-延吉縫合帶中的多個混雜巖組合(如青龍村群變質(zhì)雜巖、呼蘭群變質(zhì)雜巖、色洛河群變質(zhì)雜巖、開山屯變質(zhì)雜巖以及煙筒山紅簾石片巖帶)，前人經(jīng)過大量的研究將其重新定義為同一個構(gòu)造混雜巖單元，并將其劃入黑龍江雜巖的向南延伸，與黑龍江雜巖共同組成“吉林-黑龍江高壓變質(zhì)帶”(簡稱為“吉黑高壓帶”)(圖1、圖2；Zhou and Wilde, 2013; 周建波等, 2013; Lietal., 2021)。黑龍江藍(lán)片巖作為特征性巖石類型附存于吉黑高壓帶中，具有OIB(洋島玄武巖)和MORB(洋中脊玄武巖)的地球化學(xué)屬性，是黑龍江洋洋殼曾經(jīng)存在的有力證據(jù)，同時吉黑高壓帶的形成和最終就位也與黑龍江洋的演化過程息息相關(guān)(Zhouetal., 2009；周建波等，2009；Zhuetal., 2015; Dongetal., 2017a, b; Hanetal., 2020)。除了藍(lán)片巖的證據(jù)，作為黑龍江雜巖的另一種主要巖石組成晚古生代斜長角閃巖同樣具有OIB、E-MORB、N-MORB以及大洋島弧或活動大陸邊緣等大洋環(huán)境屬性，也暗示了佳木斯地塊與松遼地塊間在晚古生代時期黑龍江洋盆的存在(頡頏強(qiáng)等, 2008; Dongetal., 2017a，b; Geetal., 2017; Zhuetal., 2017a, b)。

4.2.2 佳木斯-興凱地塊東緣和西緣的晚古生代島弧巖漿巖帶

佳木斯-興凱地塊東緣分布著大量的二疊紀(jì)274～302Ma的島弧屬性巖漿巖(圖2、表3)，包括六連花崗巖(284Ma; 于介江等，2013)、勤得利流紋巖 (279Ma; Bietal., 2017)、寶清安山巖和流紋巖 (275～293Ma; Mengetal., 2008;孟恩等，2011; Bietal., 2017)、二龍山安山巖(284～286Ma; Lietal., 2020)、東方紅輝長巖(274～290Ma; Sunetal., 2015; Bietal., 2015)以及寶清花崗巖和閃長巖(275～302Ma; Bietal., 2016)。前人的研究表明這些早-中二疊世的巖漿巖具有高Na2O和Al2O3，低K2O, 大離子親石元素(Rb、Ba、Th、K等)和輕稀土元素富集，高場強(qiáng)元素虧損(Nb、Ta、Ti等)以及Eu元素較弱或無明顯正異常等相似的地球化學(xué)特征，均表現(xiàn)出活動大陸邊緣或島弧巖漿巖的屬性，與同時期的古大洋板塊的西向俯沖有關(guān)(圖7, 孟恩等，2011; Bietal., 2017; Lietal., 2020)。在區(qū)域內(nèi)，晚古生代時期曾經(jīng)存在過的古大洋構(gòu)造體系有古亞洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋以及古太平洋(泛大洋)，這些大洋板塊都對吉黑東部地區(qū)產(chǎn)生過重要影響。但根據(jù)大洋俯沖極性、時代以及位置的綜合判斷，東緣的二疊紀(jì)島弧巖漿巖最有可能形成于蒙古-鄂霍茨克洋的俯沖(Zhou and Li, 2017; Lietal., 2019, 2020, 2021; Chenetal., 2022)。在空間分布上，這些巖漿巖沿佳木斯-興凱地塊東緣呈現(xiàn)南北向帶狀分布，與那丹哈達(dá)增生雜巖帶近平行分布(圖2)。因此，我們將該巖漿巖帶命名為“東緣早-中二疊世島弧巖漿巖帶”，簡稱“東帶”。

表3 佳木斯-興凱地塊東、西兩緣二疊紀(jì)島弧巖漿巖年齡統(tǒng)計

圖7 佳木斯-興凱地塊東、西緣二疊紀(jì)島弧巖漿巖構(gòu)造判別圖解

與東緣地區(qū)相似，佳木斯地塊西緣也分布著大量二疊紀(jì)(250～278Ma)的島弧巖漿巖(圖2、表3)，包括蘿北輝長巖及閃長巖(256～272Ma；李旭平等，2010；Yangetal., 2019)、嘉蔭二長花崗巖(250～272Ma；包真艷等, 2014)、依蘭輝長巖(256～259Ma; Dongetal., 2017a)、依蘭-樺南花崗巖(263～278Ma; Dongetal., 2017b)、青山花崗閃長巖(270Ma; 吳福元等，2001)、石場花崗巖(258～267Ma; 吳福元等，2001)、柴河花崗巖(265Ma; 張磊等，2013)、西北楞花崗巖(250～275Ma，Yangetal., 2017)、美作花崗閃長巖(259Ma; 黃映聰?shù)龋?008)以及楚山花崗巖(256Ma; 吳福元等，2001)，這些二疊紀(jì)巖漿巖具有相似的地球化學(xué)特征，屬于中-高鉀鈣堿性系列，輕稀土元素和大離子親石元素(例如，Rb，Th和K等)相對富集，重稀土和高場強(qiáng)元素(例如，Nb，Ta和Ti等)相對虧損，形成于古大洋板塊俯沖作用有關(guān)的島弧環(huán)境(圖7a, b; Dongetal., 2017a)。除此之外，興凱地塊西緣也分布著二疊紀(jì)254～274Ma的火山巖，例如，臥龍變質(zhì)安山巖和流紋巖(274Ma; 邱殿明等，2004; 張春艷等，2007)、閻王殿變質(zhì)安山巖(267Ma；Lietal., 2021)以及青龍村流紋巖(254～262Ma；Lietal., 2022)。這些火山巖的地球化學(xué)特征與佳木斯地塊西緣的二疊紀(jì)侵入巖相同，同樣也形成于古大洋板塊俯沖作用有關(guān)的島弧環(huán)境(圖7c, d; Dongetal., 2017a, b; Geetal., 2017; Lietal., 2021, 2022)。在區(qū)域上，這些二疊紀(jì)的島弧巖漿巖沿著吉黑高壓帶和佳木斯-興凱地塊西緣呈近南北向帶狀分布(圖2)。因此，我們識別了一條沿佳木斯-興凱地塊西緣呈近南北向分布的二疊紀(jì)與大洋俯沖作用有關(guān)的具有島弧屬性的巖漿巖帶(圖2)，將其命名為“西緣中-晚二疊世巖漿巖帶”，簡稱“西帶”。該巖漿巖帶的確定為黑龍江洋二疊紀(jì)時期向佳木斯-興凱地塊西緣的東向俯沖提供了關(guān)鍵的證據(jù)(Wuetal., 2007, 2011; Zhouetal., 2009; Zhuetal., 2015, 2017a, b; Dongetal., 2017a, b; Hanetal., 2020)。

4.3 構(gòu)造啟示

形成于不同的構(gòu)造體制作用的那丹哈達(dá)增生雜巖帶、吉黑高壓帶、西緣中-晚二疊世島弧巖漿巖帶以及東緣早-中二疊世島弧巖漿巖帶在空間上呈現(xiàn)出平行且對稱分布于佳木斯-興凱地塊的東緣和西緣(圖2)，而且它們在時間順序上也存在著連續(xù)演化的關(guān)鍵特征。當(dāng)把佳木斯-興凱地塊的“雙帶雙弧”進(jìn)行整體分析時，不難發(fā)現(xiàn)其區(qū)域構(gòu)造演化的密切關(guān)系。因此，我們根據(jù)佳木斯-興凱地塊“雙帶雙弧”結(jié)構(gòu)的制約，重建出吉黑東部地區(qū)晚古生代時期古大洋體系的構(gòu)造轉(zhuǎn)換和演化歷史(圖8)：(1)在早二疊世(圖8a)，佳木斯-興凱地塊作為中亞造山帶東緣的一部分，主要受古亞洲洋構(gòu)造體制南向俯沖/閉合的影響，在吉黑東部地區(qū)初步形成擴(kuò)張環(huán)境(Zhuetal., 2022)，隨后由于蒙古-鄂霍茨克洋的俯沖，沿東緣形成早-中二疊世島弧巖漿巖帶(Zhou and Li, 2017; Lietal., 2019, 2020, 2021)，并進(jìn)一步為佳木斯-興凱西緣的弧后擴(kuò)張環(huán)境疊加提供原始驅(qū)動力，導(dǎo)致擴(kuò)張加劇，進(jìn)而黑龍江洋打開，佳木斯-興凱地塊與松遼地塊分離，向東飄移(Lietal., 2022)；(2)中-晚二疊世(圖8b)，隨著黑龍江洋的逐步演化，具有E-MORB屬性的玄武巖在形成，同時由于黑龍江洋的俯沖，佳木斯-興凱地塊發(fā)生西緣大量巖漿活動，并最終導(dǎo)致中-晚二疊世島弧巖漿帶形成(Dongetal., 2017a, b; Zhuetal., 2017a, b; Lietal., 2021)；(3)到了晚三疊世(圖8c)，由于古太平洋板塊在佳木斯-興凱地塊東緣的西向俯沖，形成那丹哈達(dá)增生雜巖帶(Zhouetal., 2014; 韓偉和周建波，2020)，黑龍江洋在此期間逐漸閉合消失，在古太平洋俯沖和黑龍江洋閉合的共同作用下，吉黑高壓變質(zhì)帶在佳木斯-興凱地塊西緣最終就位(Zhouetal., 2009, 2010；周建波等，2013)。在佳木斯-興凱地塊東西緣的雙帶雙弧全部就位形成后，吉黑東部地區(qū)完成了由古亞洲洋到古太平洋的構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換。

圖8 佳木斯-興凱地塊晚古生代至早中生代構(gòu)造演化模式圖(據(jù)Li et al., 2020修改)

5 結(jié)論

(1)青龍村群斜長角閃巖原巖為拉斑系列玄武巖，具有富集型洋中脊(E-MORB)屬性，原巖年齡為～260Ma。

(2)青龍村群不是傳統(tǒng)的地層序列，而是一套由不同巖性、不同時代以及不同屬性的巖石組成的構(gòu)造混雜巖，并與長春-延吉縫合帶中的其它混雜巖單元共同構(gòu)成了吉黑高壓帶的南段。

(3)那丹哈達(dá)增生雜巖帶、吉黑高壓帶、佳木斯-興凱地塊東緣早-中二疊世島弧巖漿巖帶以及西緣中-晚二疊世島弧巖漿巖帶共同構(gòu)成了佳木斯-興凱地塊的“雙帶雙弧”結(jié)構(gòu)，為吉黑東部地區(qū)晚古生代到早中生代時期古大洋體制構(gòu)造轉(zhuǎn)換提供了關(guān)鍵制約。

致謝本文的測試工作得到了自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室及中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)殼幔物質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室的大力支持；成文過程中獲得了本刊主編和評審專家的詳細(xì)指導(dǎo)和修改意見;在此一并致謝。