鹤岗北部地区黑龙江岩群的构造属性: 来自岩石地球化学、锆石U-Pb定年和Hf同位素的制约

李　亮, 孙景贵*, 郭　维, 韩吉龙

(1.吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春 130061; 2.天津华北地质勘查局地质研究所, 天津 300170)

鹤岗北部地区黑龙江岩群的构造属性: 来自岩石地球化学、锆石U-Pb定年和Hf同位素的制约

李亮1, 孙景贵1*, 郭维2, 韩吉龙1

(1.吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春 130061; 2.天津华北地质勘查局地质研究所, 天津 300170)

产于鹤岗北部地区的黑龙江岩群是由绿帘绿泥钠长片岩、绿帘蓝闪片岩(下部)和二云母片岩、石榴白云钠长片岩、方解白云钠长片岩、石榴白云钠长石英片岩(上部)等岩系组成。本文通过岩石地球化学、锆石 U-Pb年代学和Hf同位素组成研究, 厘定下岩组原岩为幔源碱性玄武岩(SiO2=47.44%～48.38%)及岛弧钙碱性玄武岩(SiO2=46.84%～49.22%), 有3组锆石 U-Pb年龄(526±44 Ma, n=3; 249±11 Ma, n=6; 207±4 Ma, n=8); 上岩组原岩为海陆交互相碎屑岩(SiO2=66.70%～93.00%), 有 4组锆石U-Pb年龄(484±13 Ma, n=3; 429±24 Ma, n=3; 277±4 Ma, n=11; 262±3 Ma, n=6)。结合锆石的内部结构、Hf同位素和区域构造演化特征, 幔源火山喷发和沉积作用发生在277±4 Ma,碰撞造山作用发生在262～249 Ma, 构造折返发生在207±4 Ma。这项研究对于深入认识黑龙江岩群性质和构造属性具有重要的意义。

黑龙江岩群; 岩石地球化学; 锆石U-Pb定年; Hf同位素; 形成环境; 构造属性

0　引　言

“黑龙江群”分布于佳木斯地块西缘, 由南至北依次出露于牡丹江地区、依兰‒桦南地区和鹤岗北部(萝北)地区(图 1), 是佳木斯地块的重要组成部分,曾被认为是古元古代地层单元(姜春潮, 1963; 刘静兰, 1991; 曹熹等, 1992; 黑龙江省地矿局, 1993; 党延松和李德荣, 1993)。“黑龙江群”曾被视为古老陆核的一部分, 即麻山群为陆核, 向外依次是变质变形程度相对较低的兴东岩群, 东风山岩群和“黑龙江群”。近些年来, 对佳木斯地块构造演化的深入研究, 认为佳木斯地块是外来地体, 形成于古生代(曹熹等, 1992; 李锦轶等, 1999), 直到晚三叠世或早侏罗世才成为中亚造山带的一部分(吴福元等, 2001; Wu et al., 2007, 2011; 周建波等, 2009; Zhou et al., 2009, 2010b), 其形成时代可能代表了早古生代古洋盆闭合的时间(张兴洲, 1992; 李锦轶等, 1999)。然而,“黑龙江群”的变质变形特征、形成时代、成因归属与麻山群截然不同(张兴洲和张元厚, 1991; 曹熹等, 1992; 张兴洲等, 2006; 黄映聪等, 2008; 周建波等, 2009; 李旭平等, 2009, 2010)。对分布在依兰‒桦南、牡丹江两处的“黑龙江群”研究证实它们是晚古生代晚期(275～256 Ma)佳木斯地块开始向西俯冲, 与松嫩地块碰撞、经折返后形成的一套变质岩群(曹熹等, 1992; 宋海峰等, 2006; 黄映聪等, 2008; Zhou et al., 2009, 2010a, 2010b; 周建波等, 2009; 王跃等,2009; 李旭平等, 2009, 2010; 孔凡梅等, 2011; 赵亮亮和张兴洲, 2011; Zhou and Wilde, 2013), 被解释为增生楔的重要组成部分(Wu et al., 2007; 周建波等, 2009; 李旭平等, 2010)。含放射虫化石的硅质岩及含几丁虫化石的黑色千枚岩的发现(张兴洲和张元厚, 1991; 李锦轶等, 1999), 以及大量变余枕状构造基性岩类的野外证据指明了“黑龙江群”岩石中含洋壳成分(曹熹等, 1992; 张兴洲, 1992; 李锦轶等, 1999),是一套混有解体蛇绿岩残块并经历了蓝片岩相变质作用的构造混杂岩。

图1　佳木斯地块黑龙江岩群分布地质简图(据曹熹等, 1992)Fig.1　Geological schematic map showing the distribution of the Heilongjiang metamorphic rocks in the Jiamusi Massif

虽然“黑龙江群”的主体并非地层单元, 但野外调查表明, 鹤岗北部地区大面积出露的“黑龙江群”具明显的岩层变化规律和相对层序意义, 即下部主体为一套变质基性岩, 上部主体为一套变质火山沉积岩, 且在较大范围内可以对比, 因此本文称黑龙江变质岩为“黑龙江岩群”。高福红等(2013)对区域上东风山岩群的形成时代与变质变形作用研究揭示,东风山铁矿区的亮子河组沉积于新元古代晚期, 东风山群亮子河组标准剖面处的黑云石英片岩和变质粉砂岩应形成于早古生代晚期和晚古生代, 而研究区南部东风山群红林组的形成时代应为晚古生代晚期(275～271 Ma); Cui et al. (2013)对研究区侵入至兴东岩群内部的花岗质片麻岩形成时代进行了研究,锆石U-Pb定年结果揭示其年龄为268～264 Ma。那么, 研究区大面积出露的黑龙江岩群与东风山岩群、兴东岩群的关系如何？这引起我们极大关注。为了揭示研究区黑龙江岩群的物质组成、形成环境和构造属性, 近年来我们针对鹤岗北部地区大面积出露的黑龙江岩群开展了地质、地球化学、锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究。结果显示研究区黑龙江岩群晚古生代时期为一套海相火山‒沉积岩,随后经历了碰撞、折返作用, 这一成果为深入认识该地区构造演化提供了重要的地质依据。

1　区域地质背景和样品描述

研究区位于小兴安岭北部、兴蒙造山带东部、佳木斯地块北段, 西侧以牡丹江断裂为界与小兴安岭花岗杂岩侵入岩带相毗邻, 南侧与东风山岩群接壤, 北段是嘉荫中生代火山沉积盆地, 东侧以黑龙江断裂为界与俄罗斯布列亚地块毗邻(图1)。研究区内出露的地质体主要是黑龙江岩群, 其次是中生代花岗杂岩、碱性花岗岩、片麻状花岗杂岩以及各类中酸性脉岩(图2)。野外地质调查揭示, 中生代花岗杂岩、碱性花岗岩和晚古生代片麻状花岗杂岩分布在研究区的东部, 侵入至兴东岩群内。黑龙江岩群主体岩石是一套经高绿片岩相变质变形作用形成的片岩地质体, 以发育片理、线理和各类褶曲构造为特征(图 3a, b), 片理呈北东向展布, 以宽缓的复式褶皱形态产出(图2)。根据野外地质观察及岩性特征,将研究区黑龙江岩群划分为上部、下部岩组: 下部岩组出露于复式褶皱背斜核部, 岩性为绿帘绿泥钠长片岩、绿帘蓝片岩等; 上部岩组出露于复式褶皱两翼, 岩性为绿泥绿帘白云钠长片岩、二云母石英片岩、方解白云石英片岩、石榴白云钠长片岩、方解白云钠长片岩、石榴白云钠长石英糜棱片岩等。下部岩组岩石代表性矿物共生组合为钠质闪石+钠长石、钠长石+绿帘石+绿泥石+石英, 钠质闪石多呈残留状(图3c, f); 上部岩组岩石代表性矿物共生组合为钠长石+石榴子石+白云母+石英、钠长石+白云母+石榴子石+绿泥石+黑硬绿泥石+石英+方解石(图3d, e)。

实验样品分别采自研究区黑龙江岩群上部、下部岩组, 岩性分别有绿帘绿泥钠长片岩类(P13-5-1、P13-1-1、P13-8-1、T01和P10-5-6)、石榴白云钠长片岩类(P6-4-3、P6-3-2和T02)和方解白云石英片岩类(B54、P13-353和P13-351), 总体地质、岩相学特征如下:

绿帘绿泥钠长片岩类: 该组样品是研究区黑龙江岩群下部岩组的代表性岩石类型, 岩石类型分别为: 绿帘绿泥钠长片岩(T01)、含方解绿帘绿泥钠长片岩(P10-5-6)和绿帘阳起绿泥钠长片岩(P13-8-1、P13-5-1和P13-1-1)。它们均呈片状, 互层产出于复式背斜中, 岩石呈灰绿色, 斑状变晶结构、眼球状构造或不等粒鳞片状粒状变晶结构, 片状构造。主要矿物有钠长石(40%～45%)、绿泥石(30%～39%)、绿帘石(6%～9%)和阳起石(8%～10%), 次要矿物有方解石(3%～5%)、石英(3%～4%)、白云母(3%～4%)、石榴子石(2%～3%)和钠质闪石(3%～4%), 副矿物可见榍石、磷灰石和磁铁矿等。5个样品所不同的是在矿物含量上略有差别。样品中钠长石有两个世代或以两种状态产出, 一类钠长石呈变斑晶状产出, 眼球状或疙瘩状, 粒度 0.5～1.3 mm, 眼球状钠长石具定向分布, 方向与片理方向协调(图3f), 另一类钠长石呈不规则细粒状产出, 钠长石局部绿帘石化, 绿帘石呈微晶、隐晶集合体形式产出; 钠质闪石遭受绿泥石化、阳起石化、绿帘石化, 残留状产出(图3c); 绿泥石呈片状, 定向分布, 绿色‒浅黄绿色, 具墨水蓝异常干涉色, 为钠质闪石蚀变产物。

图2　黑龙江鹤岗北部地区地质简图及采样位置Fig.2　Geological schematic map of the northern part of the Hegang area and sample locations

石榴白云钠长片岩类: 该组样品是研究区黑龙江岩群上部岩组的主体岩性。岩石类型分别为: 石榴白云钠长片岩(T02)、含石榴白云石英钠长片岩(P6-4-3)和含石榴二云母石英钠长片岩(P6-3-2)。它们均呈片状, 互层产出于复式褶皱的两翼, 岩石为灰白色, 斑状变晶结构、眼球‒片状构造或不等粒变晶结构, 片状构造。主要矿物有钠长石(35%～40%)、白云母(25%～28%)、石英(25%～32%)和黑云母(8%～ 16%), 次要矿物有石榴子石(4%～5%)和绿泥石(3%～ 5%), 副矿物可见磷灰石、磁铁矿、石墨和锆石等。3个样品所不同的是在矿物含量上略有差别。样品中钠长石同样有两个世代或以两种状态产出, 一类钠长石呈变斑晶状(疙瘩状、眼球状)产出, 长轴可达2 mm, 晶体内常见有石榴子石、白云母、石英等矿物包体(图 3e), 包体定向并发生旋转构成雪球构造,另一类钠长石呈不规则微粒细粒状产出, 常与微细石英颗粒呈条带状集合体形式; 白云母和(或)黑云母均呈鳞片状, 强定向分布, 常绕过眼球状钠长石延伸构成糜棱叶理, 多产出于变斑晶外围; 石英呈粒状, 粒度<0.4 mm, 与不规则微细粒钠长石呈条带状集合体形式; 石榴子石粒径多在0.2 mm左右, 微晶粒状, 分布不均, 有被包裹在钠长石斑晶内部和斑晶外围两种产出形态。

图3　黑龙江岩群野外露头及显微照片Fig.3　Outcrops and microphotographs of the Heilongjiang metamorphic rocks

方解白云石英片岩类: 该组样品是研究区黑龙江岩群上部岩组另一代表性岩石类型。岩石类型分别为: 方解石英片岩(B54)、含墨含石榴白云石英片岩(P13-353)和含石榴方解白云石英片岩(P13-351)。它们均呈片状, 互层产出于复式褶皱的两翼, 岩石灰白色, 细粒粒状、鳞片状变晶结构, 片状构造。主要矿物有石英(65%～80%)、白云母(8%～10%)、方解石(4%～6%), 次要矿物有石榴子石(3%～4%)、钠长石(3%～4%)、绿泥石(2%～5%), 副矿物可见石墨、电气石和磷灰石等(图3d)。3个样品所不同的是在矿物含量上略有差别。样品中白云母为鳞片状, 强烈定向,与拉长柱状石英构成片状构造; 石英呈粒状或拉长柱状, 细粒或微粒, 干净透明, 部分发育波形消光,但无变形纹、变形带等现象; 方解石是晚阶段蚀变的产物。

2　测试方法

本次实验先后进行了全岩主量元素、微量元素(稀土元素)、锆石U-Pb年代学以及Hf同位素测定,各项实验方法和实验过程如下。

2.1主量元素和微量元素(稀土元素)

在岩相特征鉴定的基础上, 采用新鲜岩石样品,经纯水洗净、烤干后, 在无污染的情况下粉碎至200目, 用于实验测定。实验是在河北省廊坊市地质调查研究所分析测试中心完成。主量元素采用X射线萤光光谱仪(XRF)测定, 相对误差在 1%～3%; 微量元素、稀土元素分析采用酸溶法, 用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)进行测定, 分析精度优于5%, 详细的实验流程见Gao et al. (2002)。

2.2锆石U-Pb定年和Hf同位素

实验样品选择研究区黑龙江岩群上部、下部岩组代表性岩石样品, 绿泥绿帘钠长片岩(T01)和石榴白云钠长片岩(T02)。锆石分选工作由河北省廊坊市诚信地质服务有限公司完成, 锆石U-Pb同位素和原位 Lu-Hf同位素测试在中国科学院地质与地球物理所岩石圈演化国家重点实验室完成。利用配有193 nm激光剥蚀取样系统的Neptune多接收离子质谱仪(MC-ICP-MS)对锆石U-Pb和Lu-Hf同位素同时测定, 激光束斑直径为63 μm, 激光脉冲宽度为15 ns,标样为 91500锆石及 NIST610, 实验中采用高纯氦气(He)作为剥蚀物质载气。详细的分析方法及实验过程见Griffin et al. (2000)、Jackson et al. (2004)和Yuan et al. (2004)。普通铅校正方法详见 Anderson (2002), 年龄计算、绘图使用 Isoplot 3.0 (Ludwig, 2003)。初始 Hf值的计算采用176Lu衰变常数为1.865×10–11(Scherer et al., 2001), 现今球粒陨石的176Hf/177Hf=0.282772,176Lu/177Hf=0.0332 (Blichert-Toft and Albarède, 1997), Hf模式年龄计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384 (Griffin et al., 2000)。

3　实验结果

3.1主量元素地球化学特征

从表 1可知, 下部岩组绿帘绿泥钠长片岩类SiO2含量 46.84%～49.22%, Al2O3=13.80%～15.37%, FeOt=9.01%～14.05%, MgO=3.58%～7.24%, CaO=4.98%～ 10.28%, Na2O=3.17%～4.24%, K2O=0.09%～2.08%, Na2O/K2O=1.84～35.20, 该类岩石具有低SiO2、贫钾、富铁镁、Na2O/K2O>1的地球化学特征。Na2O/K2O比值变化范围较宽, 可能是与后期钾质或钠质交代作用有关。

上部岩组石榴白云钠长片岩类 SiO2含量为66.70%～77.92%, Al2O3=12.93%～15.77%, FeOt=3.73%～ 4.87%, MgO=0.98%～1.43%, CaO=0.30%～0.98%, Na2O= 1.42%～2.51%, K2O=3.19%～3.90%, Na2O/K2O=0.45～ 0.69; 上部岩组方解白云石英片岩类 SiO2含量为76.18%～93.00%, Al2O3=2.81%～11.81%, FeOt=2.18%～ 3.57%, MgO=0.25%～0.76%, CaO=0.19%～0.30%, Na2O= 0.06%～1.62%, K2O=0.90%～2.68%, Na2O/K2O=0.06～ 0.87。与下部岩组绿帘绿泥钠长片岩类相比, 上部岩组两类岩石均具有高SiO2、低铁镁、贫钙、富钾及Na2O/K2O<1的地球化学特征。其中方解白云石英片岩类SiO2的含量更高一些, Al2O3含量略低, 它们应属于长英质系列变质岩; 石榴白云母钠长片岩类SiO2含量低于方解白云石英片岩类, 而Al2O3含量略高。

3.2微量元素、稀土元素地球化学特征

下部岩组绿帘绿泥钠长片岩类在球粒陨石标准化稀土配分模式图(图 4a)中可见, 2个样品(T01和P10-5-6)稀土总量高, 轻重稀土分馏明显, 富集LREE, 亏损HREE; 其余3个样品(P13-1-1、P13-5-1和 P13-8-1)的稀土元素配分曲线平坦, 轻重稀土分馏弱。在微量元素蛛网图中(图4b), 2个样品(T01和P10-5-6)地球化学特征与大陆溢流玄武岩(CFB)的特征相似, 富集不相容元素(Th、U、Hf、Zr和LREE), Ba元素的微负异常可以解释为在岩浆作用过程中,一些特征矿物结晶所致(张鸿翔等, 2001); 另3个样品(P13-1-1、P13-5-1和 P13-8-1)富集 Rb、Ba、Th和U等元素, 亏损Ti、Nb和Ta元素, 与岛弧玄武岩(IAB)地球化学特征相似。

表1　方解白云石英片岩类、石榴白云钠长片岩类和绿帘绿泥钠长片岩类主量元素(%)、微量元素(×10–6)实验结果及尼格里参数Table 1　Major (%) and trace element (×10–6) content of calcite muscovite quartz schists, garnet muscovite albite schists and epidote chlorite albite schists and their Niggli parameters

图4　黑龙江岩群下岩组绿帘绿泥钠长片岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a), 原始地幔标准化微量元素蛛网图(b),和上岩组方解白云石英片岩及石榴白云钠长片岩 PAAS标准化稀土元素配分模式图(c)和微量元素蛛网图(d)(原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989; 球粒陨石和PAAS标准化值据Taylor and McLennan, 1985)Fig.4　Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram (b) of the Lower Heilongjiang metamorphic rocks; PAAS-normalized REE patterns (c) and trace element spider diagram (d) of the Upper Heilongjiang metamorphic rocks

上部岩组石榴白云钠长片岩类(P6-4-3、P6-3-2和 T02)稀土元素特征与后太古代澳大利亚页岩(PAAS)相似, 3个样品ΣREE=130.54～183.81 μg/g, 平均158.03 μg/g, 稀土总量略低于PAAS(PAAS稀土元素总量为 184.77 μg/g, 据 Taylor and McLennan, 1985)。在PAAS标准化的稀土元素配分模式图中(图4c), 3个样品(P6-4-3、P6-3-2和T02)曲线平坦, 轻重稀土分馏不明显, Ce元素轻微正异常; 在 PAAS标准化的微量元素蛛网图中(图 4d), 它们(P6-4-3、P6-3-2和T02)曲线趋势基本一致, 亏损Sr、Co、Ni、Cr等元素, 推断该类岩石沉积物源类型单一。B54、P13-353和 P13-351总体上具有稀土总量低的特征, ΣREE= 27.21～126.61 μg/g, 平均值是75.91 μg/g。在PAAS标准化的稀土元素配分模式图中(图4c), 3个样品(B54、P13-353和P13-351)同样是曲线平坦, 轻重稀土分馏不明显, Ce元素轻微正异常; 但在PAAS标准化的微量元素蛛网图中(图 4d), 它们微量元素特征存在明显差异, 不同样品的元素富集与亏损趋势也不同, 反映出沉积物源类型多样的特征。

3.3锆石U-Pb年龄

下部岩组绿帘绿泥钠长片岩(T01)测试的锆石样品为自形、半自形粒状, 长 75～110 μm, 长宽比1.3∶1～2∶1, 可见完好振荡生长环带(图5), 为典型岩浆锆石。锆石均具有核边结构, 但生长边窄, 仅5～20 μm, 呈亮白。17个具代表性的单颗粒锆石测年数据显示(表2), 其年龄范围可划分为3组(图6a, b):第Ⅰ组, 锆石多为半自形短柱状, 核部锆石呈碎屑状或残留状产出, 内部不发育环带结构, Th/U比值为0.41～0.63, 加权平均年龄为526±44 Ma(n=3); 第Ⅱ组, 锆石呈半自形、它形短柱锥状, 内部灰暗不发育环带结构, 亦可见内部灰白发育模糊环带结构,内部灰暗不发育环带结构的锆石Th/U比值在0.06～ 0.97,206Pb/238U年龄为260～240 Ma, 内部发育模糊环带结构的锆石只有1颗, Th/U比值为0.40, 年龄为252±8 Ma。该组锆石成因较复杂, 既具有正变质岩成因的锆石特征, 又有岩浆锆石属性(薛怀民等, 2002;程昊等, 2002; 吴元保和郑永飞, 2004; 刘景波和叶凯, 2005; 刘汇川等, 2013), 加权平均年龄为 249±11 Ma (n=6); 第Ⅲ组, 锆石呈半自形、它形或交代残留状产出, 内部呈现清晰的振荡环带结构和相对模糊的环带结构, 获得核部的 Th/U比值高于前两组(0.36～1.31),该组锆石形态、结构特征及其 Th/U比值同样表明它们既具有岩浆锆石成因属性, 又持有正变质岩成因的锆石特征, 加权平均年龄为207±4 Ma(n=8)。

图5　黑龙江岩群绿帘绿泥片岩(T01)和石榴白云钠长片岩(T02)锆石CL图像Fig.5　Cathodoluminescence (CL) images of zircons from the samples T01 and T02

上部岩组石榴白云钠长片岩(T02)测试的锆石样品多具核、幔、边结构。锆石多为浑圆状、圆柱状, 自形到半自形, 长 55～150 μm, 长宽比 1.5∶1～3∶1(图5d～g)。依据锆石年龄范围可划分为4组(图 6c, d): 第Ⅰ组, 锆石呈半自形浑圆状, 粒度大(120～150 μm), 具扇形结构或溶蚀结构, 属继承的碎屑重结晶锆石或受热液蚀变作用影响形成的锆石; Th/U比值为0.44～0.61, 加权平均年龄为484±13 Ma (n=3); 第Ⅱ组, 锆石呈半自形、它形, 浑圆状, 颗粒小(55～100 μm), 核部锆石呈碎屑状或残留状产出,具面形分带, Th/U比值0.11～0.63, 加权平均年龄为429±24 Ma(n=3), 锆石属于继承的变质重结晶锆石;第Ⅲ组, 锆石呈半自形浑圆状, 粒度小(85～95 μm),核部较暗呈碎屑状或残留状产出, 具溶蚀结构, 幔部较宽(30～75 μm)发育模糊环带结构, 边部灰暗, Th/U比值为0.15～0.91, 加权平均年龄为277±4 Ma (n=11), 该组锆石数目多, 核幔边结构最为明显, 多阶段生长特征显著, 属继承的碎屑增生岩浆锆石;第Ⅳ组, 锆石自形呈板条、柱锥状, 内部结构均匀,颗粒具有板状环带(呈条带状吸收), 边部灰暗显示为变质成因的暗色增生边, Th/U比值高于前 3组(0.45～1.02), 加权平均年龄为262±3 Ma(n=6), 该组锆石属于被变质流体改造过的岩浆成因锆石。另外, T0204锆石粒度小, CL图像上呈高亮白色, Th/U比值为 1.24, 年龄为 8.5±1 Ma, 该类锆石数目只有 1粒, 不具有代表性, 推断为后期热事件扰动所至或是锆石放射性Pb丢失所至。

图6　黑龙江岩群绿帘绿泥片岩(T01)和石榴白云钠长片岩(T02)锆石U-Pb年龄谐和图Fig.6　U-Pb concordia diagrams for zircon grains from the samples T01 and T02

表2　绿帘绿泥钠长片岩(T01)和石榴白云钠长片岩(T02) LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果Table 2　LA-ICP-MS U-Pb dating results for zircon grains from the epidote chlorite albite schist (T01) and garnet muscovite albite schists (T02)

续表2:

3.4锆石Hf同位素特征

上部岩组绿帘绿泥钠长片岩锆石样品(T01)原位Hf同位素测试结果见表3, 依据锆石年龄阶段将Hf同位素划分为3组: 第1组(对应锆石谐和年龄为526±44 Ma), 2个数据点舍去模式年龄小于锆石年龄的数据点02后, 剩余06数据点176Lu/177Hf=0.000980,176Hf/177Hf=0.282600, εHf(t)=+3.8, tDM=923 Ma; 第2组(对应锆石谐和年龄为249±11 Ma), 4个数据点中除05后, 剩余 3个数据点176Lu/177Hf=0.001269～0.001652,176Hf/177Hf=0.282676～0.282932, εHf(t)=+2.00～+10.40, tDM=831～458 Ma; 第3组(对应锆石年龄为206±4 Ma), 2个点舍去数据点 01, 数据点 07的176Lu/177Hf= 0.001202,176Hf/177Hf=0.282723, εHf(t)= +2.30, tDM=755 Ma。

下部岩组石榴白云钠长片岩锆石样品(T02)原位Hf同位素测试结果见表3, 依据锆石年龄阶段将Hf同位素划分为2组: 第1组(对应锆石谐和年龄为484±13 Ma), 3个数据176Lu/177Hf=0.000474～0.001469,176Hf/177Hf=0.282297～0.282514, εHf(t)=–6.10～+1.60, tDM=1347～1031 Ma, tDM2=2409～1720 Ma; 第2组(对应锆石谐和年龄为277±4 Ma), 11个点舍去数据点06后, 剩余 10个数据点176Lu/177Hf=0.001168～0.002681,176Hf/177Hf=0.282499～0.282626, εHf(t)= –3.90～0.00, tDM= 1069～901 Ma, tDM2=2063～1709 Ma。

4　讨　论

4.1黑龙江岩群物质组成和原岩建造

地质、岩相学特征表明, 研究区黑龙江岩群主体为一套高绿片岩相变质变形的镁铁质‒长英质片岩组合。镁铁质片岩主要由钠长石、绿泥石、绿帘石和少量钠质闪石、透闪石、黑云母、白云母、石榴子石组成, 化学成分以 SiO2(46.84%～49.22%)、Al2O3(13.80%～15.37%)、FeOt(9.01%～14.05%)、MgO(3.58%～7.24%)、CaO(4.98%～10.28%)和Na2O(3.17%～ 4.24%)为主; 长英质片岩主要由钠长石、石英、白云母、方解石和少量绿泥石、绿帘石、石榴子石、方解石等组成, 化学成分以SiO2(66.70%～93.00%)、Al2O3(2.81%～15.77%)、FeOt(2.18%～4.87%)、Na2O(0.06%～ 2.51%)和K2O(0.90%～3.90%)为主。在(al+fm)-(c+alk)对Si原岩判别图上(图7a), 下部岩组的成分点落在火山岩区, 上部岩组的成分点落在砂质沉积岩区域;在(al-alk)对c图解上(图7b), 下部岩组中除1个成分点落在细碧‒玄武岩区与二长质安山岩区之间外,其他成分点均落在细碧‒玄武岩区, 上部岩组的成分点落在泥岩(黏土岩)区; 在 MgO-SiO2图解中, 下部岩组的岩石化学成分点均投到玄武岩区(图8)。因此, 下部岩组原岩以钠质玄武岩为主, 上部岩组原岩以陆缘碎屑岩为主, 从某种意义上讲, 研究区黑龙江岩群下部是海相细碧‒角斑岩建造, 向上逐渐过渡为浅海相碎屑岩建造。

表3　绿帘绿泥钠长片岩(T01)及石榴白云钠长片岩(T02)锆石Hf同位素组成Table 3　Hf isotopic compositions for zircon grains from the epidote chlorite albite schist (T01) and garnet muscovite albite schist (T02)

4.2物质来源与形成环境

上述有关黑龙江岩群物质组成和原岩建造的探讨, 揭示黑龙江岩群下部岩组为细碧‒角斑岩建造,原岩是在海相火山作用过程形成的。微量元素地球化学特征揭示, 有的岩石(P10-5-6)呈现富集不相容元素(Th、U、Hf、Zr、LREE等) (图4a、4b), 与大陆裂谷玄武岩地球化学特征相似, 暗示原始岩浆起源于软流圈富集地幔; 有的岩石(T01)同样呈现富集不相容元素(Th、U、Hf、Zr、LREE等)特征, 但Nb、Ta元素弱亏损, 暗示幔源岩浆受地壳或岩石圈混染;多数样品(P13-1-1、P13-5-1和 P13-8-1)呈现明显的Nb、Ta亏损和微弱的Ti负异常, 具初始岛弧玄武岩特征(耿全如等, 2007; 王立全等, 2008), 暗示岩浆可能来源于俯冲带富集地幔源区, 且岩浆演化的过程中, 有俯冲洋壳、随带的深海沉积物及再循环进入地幔的地壳物质混入。T01中存在继承性或捕获的早古生代老年龄锆石, 指示幔源岩浆在上升过程中经历过地壳物质的混染作用; 玄武岩中岩浆锆石(249±11 Ma) εHf(t)值分散(+2.00～+10.40), 指示锆石结晶过程中岩浆源区成分发生过变化, 结合Hf同位素数值(表 3)推断玄武岩浆来源于新元古代(tDM= 831 Ma)岩石圈地幔, 早古生代地壳物质或有参与。黑龙江岩群上部岩石来源多样, 从石榴白云钠长片岩(T02)获得的单颗粒锆石 U-Pb年龄来看, 第Ⅰ组与第Ⅱ组锆石均为早古生代老年龄锆石, 且捕获数目较少, 结合区域资料, 推断这些锆石均可能来自于佳木斯地块麻山岩群; 第Ⅲ组与第Ⅳ组捕获的锆石均为晚古生代晚期锆石, 且数目较多, 指示沉积物质来源主体为晚古生代晚期岩浆‒构造事件, 这与上述的同时代海相火山事件相对应, 暗示幔源火山喷发和沉积作用始于277±4 Ma。石榴白云钠长片岩(T02)捕获的277±4 Ma年龄碎屑锆石均具负εHf(t)值(–3.90～0.00, n=10), 同样反映出该时期岩浆源区为富集地幔, 且受到地壳或岩石圈混染, 岩浆来源于新元古代(tDM=1069～901 Ma)岩石圈地幔。

图7　黑龙江岩群尼格里常数原岩恢复图解(据Simonen, 1953; 引自王任民等, 1987)Fig.7　Niggli parameters protolith restoration diagrams

图8　绿帘绿泥钠长片岩类MgO-SiO2地球化学分类图解(据Le Bas, 2000)Fig.8　MgO vs. SiO2geochemical classification diagram

在岩石形成的构造背景方面, 持有上述地球化学特征的火山岩和碎屑岩通常发生在大陆边缘裂谷环境或板内裂谷环境(于津海等, 1997; 徐夕生和谢昕, 2005; 徐勇航等, 2008; 徐学义等, 2009)。为了深入揭示其形成的构造环境, 本文采用惰性元素和元素比值法对其展开示踪。在 Zr/Y-Zr图解上(图 9a),持有玄武质火山岩地质、地球化学特征的样品分别落在板内玄武岩(WPB)区(P10-5-6、T01)和 IAB区(P13-1-1、P13-5-1和P13-8-1); 在Th/Yb-Ta/Yb图解中(图9b), T01成分点落在大陆边缘岛弧区, P10-5-6成分点落在 WPB区, P13-1-1、P13-5-1和 P13-8-1落在洋弧区。值得关注的是, T01在并未落入WPB区, 而偏至大陆边缘岛弧区(图 9b), 揭示该样品曾受到地壳或岩石圈混染, 导致Ti、Nb、Ta等元素浓度降低, 而Zr和Y等元素改变不明显。

黑龙江岩群上部岩组利用 La/Th-Hf判别图解对砂岩及泥质砂岩进行沉积物源区判别, 成分点主要落在酸性岛弧物源(图10a); 在Co/Th-La/Sc判别图解上, 指示了物源区多为长英质火山熔岩(图10b); 同样选用不活泼微量元素或在搬运沉积过程中微弱变化的微量元素进行构造背景判别, 指示源岩形成的构造背景应属于大陆边缘岛弧环境(图11)。结合T02单颗粒锆石U-Pb定年结果, 沉积物质来源主体为晚古生代晚期岩浆‒构造事件, 揭示研究区裂谷幔源火山喷发后, 构造环境逐渐过渡为(初始)岛弧环境, 推断 262±3 Ma锆石年龄记录了这次构造热事件。

在地质上, 鉴于黑龙江岩群呈带状分布于松嫩地块和佳木斯地块之间(图 1b), 因此我们很难把其形成环境归属为单一的大洋中脊环境、大陆边缘岛弧环境或大洋岛弧环境, 其形成环境应属于大陆内部裂谷环境(地体边界深断裂环境)或初始岛弧环境。

图9　玄武岩微量元素构造环境判别图(据Pearce and Norry, 1979; Pearce and Peate, 1995)Fig.9　Basalt discrimination diagrams

图10　黑龙江岩群上部岩组方解白云石英片岩类和石榴白云片岩类源岩判别图解(a, 据Floyd and Leveridge, 1987; b, 据Wronkiewicz and Condie, 1987)Fig.10　Sedimentary provenance discrimination diagrams

图11　黑龙江岩群上部岩组方解白云石英片岩类和石榴白云片岩类沉积构造环境判别图(据Bhatia and Crook, 1986)Fig.11　Tectonic discrimination diagrams

4.3黑龙江岩群构造属性与地球动力学过程

地质、岩相学特征表明, 研究区的黑龙江岩群已经基本失去了原始火山岩和沉积岩的结构构造形迹; 岩石的主要矿物共生组合记录的是残留蓝片岩相和区域高绿片岩相变质变形作用。从单颗粒锆石的内部结构分析, 除火山喷发、沉积过程形成和捕获外来锆石外(见上文), 记录变质变形作用的锆石U-Pb年龄有262～249 Ma和206±4 Ma两组, 鉴于蓝片岩相呈残留状形式产出, 我们推测262～249 Ma代表蓝片岩相变质变形年龄, 而207±4 Ma则应是高绿片岩相变质变形时代, 这一点与区域报道的佳木斯地块周边发育大量晚二叠世‒早三叠世花岗岩的属性十分吻合。如: 佳木斯地块南缘牡丹江地区出露的片麻状花岗岩具火山弧花岗岩特点(青山片麻状花岗闪长岩岩, 270±4 Ma; 石场片麻状花岗闪长岩, 267±2 Ma; 楚山片麻状花岗闪长岩, 256±5 Ma; 柴河片麻状二长花岗岩, 254±5 Ma), 它们均为I型同碰撞花岗岩, 记录了佳木斯地块与松嫩地块的碰撞过程(吴福元等, 2001); 桦南地区美作花岗岩年龄为259±3 Ma, 同样具火山弧花岗岩特点, 暗示晚二叠世桦南地区处于活动大陆边缘构造环境下(黄映聪等, 2008); 鹤岗北部地区与兴东岩群伴生的花岗质片麻岩年龄为264±4 Ma, 地球化学及变质变形特征表明该岩体为佳木斯地块与松嫩地块碰撞过程中形成的同构造花岗岩(Cui et al., 2013)。小兴安岭东部及张广才岭地区发育晚三叠世至早侏罗世A型花岗岩, 如: 毛家屯花岗岩(213±4 Ma)和密林花岗岩(197±2 Ma) (Wu et al., 2002)、红石砬子花岗岩(210± 1 Ma)和大王折子花岗岩(229±12 Ma)(黑龙江省地矿局, 1993)、清水花岗岩(222±5 Ma)(孙德友等, 2004)、伊春地区近SN向花岗岩(韩振哲等, 2009)、张广才岭群花岗质岩石(222～212 Ma)(Wang et al., 2011; 许文良等, 2012)、伊南‒鹤岗地区花岗岩(222～200 Ma) (魏红艳等, 2012)等, 这些岩体精确的锆石年代学数据证实了晚三叠世后, 研究区由碰撞环境已逐渐过渡到伸展环境。曹熹等(1992)、Wu et al. (2007)、Li et al. (2009)、赵亮亮和张兴洲(2010)分别对黑龙江岩群样品中黑(白)云母进行了 Ar-Ar测年, 测年结果暗示了构造折返作用可能持续到早‒中侏罗世(210～170 Ma)。因此, 出露于鹤岗北部地区的黑龙江岩群实质是一套经历低温中高压变质变形作用和退变质作用后形成的构造片岩, 并揭示佳木斯地块与松嫩地块拼贴碰撞发生在262～249 Ma, 折返作用始于晚三叠世。

5　结　论

(1) 通过地质、岩相学研究, 确定黑龙江岩群主体为一套高绿片岩相变质变形的镁铁质‒长英质片岩组合, 下部岩相主体为绿帘绿泥钠长片岩类, 上部岩组岩性主体为石榴白云钠长片岩类和方解白云石英片岩类, 下部为海相细碧‒角斑岩建造, 向上逐渐过渡为浅海相碎屑岩建造。

(2) 元素地球化学和Hf同位素特征表明, 下部岩组原岩以起源于富集地幔的钠质玄武岩为主, 上部岩组原岩以陆相碎屑岩为主, 成分来自被剥蚀的相邻地体或佳木斯地块, 形成于大陆内部初始裂谷或初始岛弧环境。

(3) 结合年代学研究成果, 进一步厘定该岩群原岩形成于早二叠世(277±4 Ma), 于早二叠世发生高压蓝片岩相变质作用(262～249 Ma), 晚三叠世至早‒中侏罗世发生大规模退变质作用(210～170 Ma);因此, 研究区的黑龙江岩群是晚古生代海相火山‒沉积作用和随后的佳木斯地块与松嫩地块拼贴碰撞和折返作用的综合产物。

致谢: 感谢吉林大学张兴洲教授和周建波教授的宝贵评审意见; 本文在研究和撰写过程中曾与崔培龙博士和孙平昌博士进行了有益的讨论, 受益非浅;感谢中国科学院地质与地球物理所LA-MC-ICP-MS实验室相关工作人员的协助。

曹熹, 党增欣, 张兴洲, 姜继圣, 王洪德. 1992. 佳木斯复合地体. 长春: 吉林科学技术出版社: 1–224.

程昊, 陈道公, Etienne D, 吴元保. 2002. 变质锆石拉曼光谱研究——以大别造山带为例. 矿物学报, 22(4): 353–358.

党延松, 李德荣. 1993. 关于佳木斯地块前寒武纪同位素地质年代学问题的讨论. 长春地质学院学报, 23(3): 312–318.

高福红, 王枫, 许文良, 杨扬. 2013. 小兴安岭“古元古代”东风山群的形成时间及其构造意义: 锆石U-Pb年代学证据. 吉林大学学报(地球科学版), 43(2): 440–456.

耿全如, 王立全, 潘桂棠, 金振民, 朱弟成, 廖忠礼, 李光明, 李奋其. 2007. 西藏冈底斯带洛巴堆组火山岩地球化学及构造意义. 岩石学报, 23(11): 2699–2714.

韩振哲, 赵海玲, 王盘喜, 杨霄, 牛延宏, 赵寒冬. 2009.黑龙江伊春地区晚三叠世‒早侏罗世铝质A型正长‒碱长花岗岩地球化学特征及其构造意义. 岩石矿物学杂志, 28(2): 97–108.

黑龙江省地矿局. 1993. 黑龙江省区域地质志. 北京: 地质出版社: 1–265.

黄映聪, 任东辉, 张兴洲, 熊小松, 张春艳, 王跃, 赵亮亮. 2008. 黑龙江省东部桦南隆起美作花岗岩的锆石U-Pb定年及其地质意义. 吉林大学学报(地球科学版), 38(4): 631–638.

姜春潮. 1963. 小兴安岭北西部的前震旦系——黑龙江流域及毗邻地区地质. 北京: 地质出版社: 1–45.

孔凡梅, 李旭平, 李守军, 金爱文. 2011. 黑龙江杂岩带的形成演化及地质意义. 地质论评, 57(5): 623–631.

李锦轶, 牛宝贵, 宋彪. 1999. 长白山北段地壳的形成与演化. 北京: 地质出版社: 1–60.

李旭平, 焦丽香, 郑庆道, 董晓, 孔凡梅, 宋召军. 2009.黑龙江桦南地区黑龙江杂岩锆石U-Pb定年. 岩石学报, 25(8): 1909–1916.

李旭平, 孔凡梅, 郑庆道, 董晓, 杨振毅. 2010. 黑龙江萝北地区黑龙江杂岩年代学研究. 岩石学报, 26(7): 2015–2024.

刘汇川, 王岳军, 蔡永丰, 马莉燕, 邢晓婉, 范蔚茗. 2013.哀牢山构造带新安寨晚二叠世末期过铝质花岗岩锆石U-Pb年代学及Hf同位素组成研究. 大地构造与成矿学, 37(1): 87–98.

刘景波, 叶凯. 2005. 大别山榴辉岩带片麻岩的锆石拉曼光谱研究. 岩石学报, 21(4): 1094–1100.

刘静兰. 1991. 佳木斯中间地块绿岩带特征及其大地构造环境浅析. 黑龙江地质, 2(1): 33–48.

宋海峰, 张兴洲, 王跃, 冯越华. 2006. 黑龙江涌泉地区变质基性火山岩中钠质角闪石的成因及演化. 世界地质, 25(1): 10–15.

孙德有, 吴福元, 高山. 2004. 小兴安岭东部清水岩体的锆石激光探针U-Pb年龄测定. 地球学报, 25(2): 213–218.

王立全, 潘桂棠, 朱弟成, 周长勇, 袁四化, 张万平. 2008.西藏冈底斯带石炭纪‒二叠纪岛弧造山作用: 火山岩和地球化学证据. 地质通报, 27(9): 1509–1534.

王任民, 贺高品, 陈珍珍. 1987. 变质岩原岩图解判别法.北京: 地质出版社: 1–83.

王跃, 张兴洲, 宋海峰, 张春艳, 熊小松. 2009. 牡丹江地区黑龙江杂岩的变质变形特征. 吉林大学学报(地球科学版), 39(6): 1066–1072.

魏红艳, 孙德有, 叶松青, 杨言辰, 刘志宏, 柳小明, 胡兆初. 2012. 小兴安岭东南部伊春‒鹤岗地区花岗质岩石锆石U-Pb年龄测定及其地质意义. 地球科学,增(37): 50–59.

吴福元, Wilde S A, 孙德有. 2001. 佳木斯地块片麻状花岗岩的锆石离子探针U-Pb年龄. 岩石学报, 17(3): 443–452.

吴元保, 郑永飞. 2004. 锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约. 科学通报, 49(16): 1589–1604.

徐夕生, 谢昕. 2005. 中国东南部晚中生代–新生代玄武岩与壳幔作用. 高校地质学报, 11(3): 318–334.

徐学义, 陈隽璐, 李向民, 马中平, 王洪亮, 李平, 李婷. 2009. 扬子地台北缘白勉峡组和三湾组火山岩形构造环境及岩石成因的地球化学约束. 地质学报, 83(11): 1703–1718.

徐勇航, 赵太平, 张玉修, 陈伟. 2008. 华北克拉通南部古元古界熊耳群大古石组碎屑岩的地球化学特征及其地质意义. 地质评论, 54(3): 316–327.

许文良, 王枫, 孟恩, 高福红, 裴福萍, 于介江, 唐杰. 2012. 黑龙江省东部古生代–早中生代的构造演化火成岩组合与碎屑锆石U-Pb年代学证据. 吉林大学学报(地球科学版), 42(5): 1378–1389.

薛怀民, 董树文, 刘晓春. 2002. 大别山东部花岗片麻岩的锆石U-Pb年龄. 地质科学, 37(2): 165–173.

于津海, 王德滋, 王赐银. 1997. 山西吕梁群早元古代双峰式火山岩地球化学特征及成因. 岩石学报, 13(1): 59–70.

张鸿翔, 徐志方, 马英军, 刘从强. 2001. 大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源. 地球科学, 26(3): 261–268.

张兴洲. 1992. 黑龙江岩系——古佳木斯地块加里东缝合带的证据. 长春地质学院学报, 22(增): 94–101.

张兴洲, 杨宝俊, 吴福元, 刘国兴. 2006. 中国兴蒙‒吉黑地区岩石圈结构基本特征. 中国地质, 33(4): 816–823.

张兴洲, 张元厚. 1991. 蓝片岩与绿片岩共存: 黑龙江岩系构造演化的新证据. 长春地质学院学报, 21(3): 277–282.

赵亮亮, 张兴洲. 2011. 黑龙江杂岩构造折返的岩石学与年代学证据. 岩石学报, 27(4): 1227–1234.

周建波, 张兴洲, Wilde S A, 郑常青, 金魏, 陈红, 韩杰. 2009. 黑龙江杂岩的碎屑锆石年代学及其大地构造意义. 岩石学报, 25(8): 1924–1936.

Anderson T. 2002. Correction of common Lead in U-Pb analyses that do not report204Pb. Chemical Geology, 192: 59–79.

Bhatia M R and Crook K A W. 1986. Trace element characteristics of grawackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins. Contributions to Mineralogy and Petrology, 92: 181–193.

Blichert-toft J and Albarède F. 1997. The Lu-Hf geochemistryof chondrites and the evolution of the mantle-crust system. Earth and Planetary Science Letters, 148: 243–258.

Cui P L, Sun J G, Hang S J, Zhang P, Zhang Y, Bai L A and Gu A L. 2013. Zircon U-Pb-Hf isotopes and bulk-rock geochemistry of gnessic granites in the northern Jiamusi Massif, Central Asian Orogenic Belt: Implications for Middle Permian collisional orogeny and Mesoproterozoic crustal evolution. International Geology Review, 55: 1–17.

Floyd P A and Leveridge B E. 1987. Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin, south Cornwall: Framework mode and geochemical evidence from turbiditic sandstones. Journal of the Geology Society, London, 144: 531–542.

Gao S, Liu X M, Yuan H L, Hattendorf B, Gunther D, Chen L and Hu S H. 2002. Determination of forty two major and trace elements in USGS and NIST SRM glasses by laser ablation inductively coupled plasma-mass spectrometry. Geostandard and Geoanalytical Research, 26: 181–196.

Griffin W L, Pearson N J, Belousova E, Jackson S E, Achterbergh E, Reilly S Y and Shee S R. 2000. The Hf isotope composition of cratonic mantle: LAM-MC-ICPMS analysis of zircon megacrysts in kimberlites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64: 133–147.

Jackso S E, Pearson N J, Griffin W L and Belousova E A. 2004. The application of laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry to in situ U-Pb zircon geochronology. Chemical Geology, 211: 47–69.

Le Bas M J. 2000. IUGS reclassification of the high-Mg and picritic volcanic rocks. Journal of Petrology, 41: 1467–1470.

Li W M, Takasu A, Liu Y J, Genser J, Neubauer F and Guo X Z. 2009.40Ar/39Ar age of the high-P/T metamorphic rocks of the Heilongjiang Complex in the Jiamusi Massif, Northeastern China. Journal of Mineralogical and Petrological Sciences, 104: 110–116.

Ludwig K R. 2003. User’s manual for Isoplot 3.00: A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel. Berkeley Geochronology Center Special Publication.

Pearce J A and Norry M J. 1979. Petrogenetic implication of Ti, Zr, Y and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 69: 33–47.

Pearce J A and Peate D W. 1995. Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 23: 251–285.

Scherer E E, Munker C and Mezger K. 2001. Calibration of the lutetium-hafnium clock. Science, 293: 683–687.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Geological Society, London, Special Publications, 42: 528–548.

Taylor S R and McLennan S M. 1985. The continental crust: Its composition and evolution. Oxford: Blackwell: 12–312.

Wang F, Xu W L and Meng E. 2011. Late Triassic bimodal magmatism in the Lesser Xing’an-Zhangguangcai range, NE China: Geochronological and geochemical Evidence. Mineralogical Magazine, 75: 2110–2116.

Wronkiewicz D J and Condie K C. 1987. Geochemistry of Archean shales from the Witwatersrand Supergroup, South Africa: Source-area weathering and provenance. Geochimica et Cosmochimica Acta, 51: 2401–2416.

Wu F Y, Sun D Y and Li H M. 2002. A-type granites in northeastern China: Age and geochemical constraints on their petrogenesis. Chemical Geology, 187: 143–173.

Wu F Y, Sun D Y, Ge W C, Zhang Y B, Grant M L, Wilde S A and Jahn B M. 2011. Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China. Journal of Asian Earth Sciences, 41: 1–30.

Wu F Y, Yang J H and Li C H. 2007. The Heilongjiang Group: A Jurassic accretionary complex in the Jiamusi Massif at the western Pacific margin of northeastern China. Island Arc, 16: 156–172.

Yuan H L, Gao S, Liu X M, Li H M, Günther D and Wu F Z. 2004. Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometry. Geostandard Newsletter, 28: 353–370.

Zhou J B and Wilde S A. 2013. The crustal accretion history and tectonic evolution of the NE China segment of the Central Asian Orogenic Belt. Gondwana Research, 23: 1365–1377.

Zhou J B, Wilde S A, Zhang X Z, Zhao G C, Zheng C Q, Wang Y J and Zhang X H. 2009. The onset of Pacific margin accretion in NE China: Evidence from the Heilongjiang high-pressure metamorphic belt. Tectonophysics, 478: 230–246.

Zhou J B, Wilde S A, Zhao G C, Zhang X Z, Wang H and Zeng W S. 2010b. Was the easternmost segment of the Central Asian Orogenic Belt derived from Gondwana or Siberia: An intriguing dilemma? Journal of Geodynamics,50: 300–317.

Zhou J B, Wilde S A, Zhao G C, Zhang X Z, Zheng C Q and Wang H. 2010a. New SHRIMP U-Pb zircon ages from the Heilongjiang complex in NE China: Constraints on the Mesozoic evolution of NE China. American Journal of Science, 310: 1024–1053.

Tectonic Attribute of Heilongjiang Metamorphic Rocks in the Northern Part of Hegang Area, NE China: Constrains from Geochemistry, Zircon U-Pb Dating and Hf Isotopic Composition

LI Liang1, SUN Jinggui1*, GUO Wei2and HAN Jilong1
(1. School of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, Jilin, China; 2. Geological Institute of North China Geological Exploration Bureau of Tianjin, Tianjin 300170, China)

The Heilongjiang metamorphic rocks located in the northern part of the Hegang area, NE China, consist of epidote-chlorite-albite schist, epidote-glaucophane schist (the lower group), and two-mica schist, garnet-muscovite -albite schist, calcite-muscovite-albite schist, garnet-muscovite-quartz schist (the upper group), etc. Detailed research on geochemistry, zircon U-Pb dating and Hf isotopic composition showed that the protoliths of the lower group are alkali basalt derived from mantle (SiO2=47.44% ‒ 48.38%), and island arc calc alkali basalt (SiO2=46.84% ‒ 49.22%). The lower group contains three groups of zircon U-Pb age (526±44 Ma, n=3; 249±11 Ma, n=6; 207±4 Ma, n=8), whereas the protolith of the upper group is alternative continent-marine facies clastic rock (SiO2=66.70% ‒ 93.00%), and contains four groups of detrital zircon U-Pb age (484±13 Ma, n=3; 429±24 Ma, n=3; 277±4 Ma, n=11; 262±3 Ma, n=6). Combined with zircon internal texture, Hf isotopic composition and regional tectonic evolution features, we suggest that the volcanic eruption and sedimentation occurred at 277±4 Ma, and collision orogeny was during 262 Ma to 249 Ma. Tectonic exhumation occurred at 207±4 Ma. The research is significant to identify the nature and tectonic affinity of Heilongjiang metamorphic rocks.

Heilongjiang metamorphic rocks; geochemistry; zircon U-Pb dating; Hf isotopic composition; formation environment; tectonic setting

P595; P597

A

1001-1552(2016)05-1014-017

10.16539/j.ddgzyckx.2016.05.010

2014-05-27; 改回日期: 2014-10-13

项目资助: 国家自然科学基金项目(41172072和40772052)联合资助。

李亮(1985–), 男, 博士研究生, 地球化学专业。Email: liliang850729@163.com

孙景贵(1961–), 男, 教授, 博导, 从事岩浆、热液矿床研究工作。Email: sunjinggui@jlu.edu.cn