跃进山杂岩的地质年代学和地球化学证据及其构造演化意义*

2022-09-20韩伟冯志强刘永江周建波李小玉张铁安范修山

岩石学报 2022年8期

韩伟冯志强刘永江周建波李小玉张铁安范修山

1. 太原理工大学地球科学与工程系，太原 030024 2. 中国海洋大学深海圈层与地球系统前沿科学中心，海底科学与探测技术教育部重点实验室, 海洋地球科学学院，青岛 266100 3. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，青岛 266237 4. 吉林大学地球科学学院，长春 130061 5. 黑龙江省地质科学研究所，哈尔滨 150080

中国东北地区在大地构造上处于中亚造山带的东段，显生宙期间经历了古亚洲洋南北向闭合和古太平洋板块(伊泽奈岐)西向俯冲的控制和改造，可能还受到泛大洋板块西向俯冲的影响，使一系列微陆块发生碰撞拼贴(图1；唐克东等, 1995; 李锦轶等, 1999; Li, 2006; Zhouetal., 2014)。西部古亚洲洋构造域包括额尔古纳地块、兴安地块和松辽地块，代表西伯利亚克拉通和华北克拉通之间的广阔碰撞带，主要包括构造混杂岩、古生代的碰撞花岗岩以及中生代的造山后A型花岗岩(Xiaoetal., 2003, 2004a, b; Zhouetal., 2011a, b)。东部环太平洋构造域包括布列亚-佳木斯-兴凯地块和那丹哈达地体，中生代期间由于古太平洋板块的西向俯冲-增生，那丹哈达地体与俄罗斯远东的锡霍特-阿林地体和日本中部的美浓-丹波地体连续在欧亚大陆东缘增生并构成一个超级地体(水谷伸治郎等, 1989; Kojima, 1989)，该地区出露一系列近南北向的增生杂岩，以及大型北东向的花岗岩和火山岩带(周建波等, 2018; Wildeetal., 2000; Wuetal., 2011; Zhou and Wilde, 2013; Zhou and Li, 2017)。

近年来，古亚洲洋构造体制向环太平洋构造体制的转换一直是地质学领域关注的热点问题之一。幸运的是中国东北地区不仅是两大构造域叠加和转换的重要场所，并且广泛出露中生代古太平洋板块俯冲形成的增生杂岩。增生杂岩是板块俯冲作用的直接记录，确定其出露范围、岩石组合特征以及形成时代对揭示板块俯冲-增生的过程具有重要的指示意义(Cloos, 1983; Davisetal., 1983; Platt, 1986; Zhou, 2020)。

那丹哈达地体是环太平洋构造域的重要地质单元，由跃进山杂岩和饶河增生杂岩组成，是中国境内唯一保存的古太平洋板块俯冲-增生的直接记录(李三忠等, 2017)。本文选取跃进山杂岩为研究对象，跃进山杂岩位于那丹哈达地体的前缘，对揭示古太平洋板块俯冲的启动以及中国东北地区古亚洲洋构造域向环太平洋构造域的转换时代具有重要意义。然而目前对跃进山杂岩的形成时代还未形成定论，Zhouetal. (2014)认为跃进山杂岩与佳木斯地块西缘的黑龙江杂岩均为古太平洋板块俯冲-增生的产物，形成时代为晚三叠世至早侏罗世，部分学者认为跃进山杂岩在晚三叠世之前已经就位于佳木斯地块东缘(曾振等, 2017, 2018, 2019b)，也有部分学者认为跃进山杂岩的增生就位发生在晚石炭世至中二叠世(Bietal., 2015; Wangetal., 2022)。因此本文对跃进山杂岩进行了详细的野外地质考察，并采集具有代表性的岩石样品，通过同位素地质年代学、岩石地球化学等手段来限定跃进山杂岩的原岩和就位时代，进而为古太平洋板块的俯冲-增生历史提供重要制约。

1 区域地质背景

中国东北地区最显著的特征就是显生宙期间诸多微陆块发生碰撞拼贴，由西至东依次为额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块、布列亚-佳木斯-兴凯地块和那丹哈达地体。研究区位于那丹哈达地体西缘，西以跃进山断裂为界与佳木斯地块相邻。

1.1 佳木斯地块

佳木斯地块向北延伸至俄罗斯境内的布列亚地块，向南延伸至兴凯地块，因此也被称为布列亚-佳木斯-兴凯地块(曹熹等, 1992; Natal’in and Borukayev, 1991; Wildeetal., 2010)。佳木斯地块分别以牡丹江断裂和跃进山断裂为界与西部的松辽地块和东部那丹哈达地体相邻(图1)。佳木斯地块主要由麻山杂岩、黑龙江杂岩以及三期花岗岩侵入体组成。

佳木斯地块是以麻山杂岩为变质结晶基底、古生界-中生界沉积地层为盖层的构造单元。麻山杂岩主要出露在鸡西市麻山、密山一带，主要包括麻粒岩、变粒岩、片麻岩、石墨片岩和大理岩等，是一套经历了高角闪岩相至麻粒岩相变质作用的孔兹岩系(姜继圣, 1992; 姜继圣和陈永清, 1993; Wildeetal., 1997)。麻山杂岩最初被认为形成于晚太古代(黑龙江省地质矿产局, 1993)，近年来随着锆石年代学的发展，众多学者对麻山杂岩的时代逐渐有了新的认识，目前普遍认为麻山杂岩的原岩形成于中-新元古代(吕长禄等, 2014; Wildeetal., 1997, 2000; Yangetal., 2017)，并经历了晚泛非期(～500Ma)的麻粒岩相变质作用(Wildeetal., 1997, 2000, 2003)。佳木斯地块的沉积盖层主要分布在地块东缘，自下而上依次为黑台组、老秃顶子组、七里卡山组、北兴组、光庆组、珍子山组、二龙山组和南双鸭山组，Lietal. (2019a)分别对珍子山组和黑台组中的砂岩进行年代学和地球化学研究，认为黑台组形成于晚泥盆世的被动大陆边缘环境，而珍子山组形成于晚石炭世的活动大陆边缘环境。此外，在佳木斯地块东缘广泛分布晚石炭世晚期至中二叠世的弧岩浆岩(毕君辉等, 2014; Mengetal., 2008; Bietal., 2016, 2017a; Lietal., 2020)，这些证据表明自晚石炭世佳木斯地块东缘已处于活动大陆边缘的构造环境。

黑龙江杂岩沿牡丹江断裂分布于佳木斯地块西缘，由北至南依次出露于萝北、依兰和牡丹江的地区，是揭示佳木斯地块和松辽地块之间古洋盆闭合及陆陆碰撞的关键证据(Wuetal., 2007; Zhouetal., 2009; Zhuetal., 2015; Geetal., 2016; Hanetal., 2020)。黑龙江杂岩具有典型的基质-岩块结构，基质主要由云母片岩、白云母-钠长石片岩、石英片岩、斜长片麻岩组成，岩块包括蓝片岩、绿片岩、斜长角闪岩、大理岩和蛇纹岩。前人年代学研究结果表明黑龙江杂岩的原岩形成于～490Ma至～210Ma(李旭平等, 2010; 周建波等, 2013; Wuetal., 2007; Zhouetal., 2009, 2010; Geetal., 2016, 2017; Aouizeratetal., 2019, 2020; Hanetal., 2020)。黑龙江杂岩主体遭受绿片岩相至绿帘石-蓝片岩相变质作用，局部经历了绿帘石-角闪岩相变质作用(赵英利等, 2010; Zhouetal., 2009; Geetal., 2017; Lietal., 2019b)，变质年代学研究结果表明黑龙江杂岩的变质作用发生在早侏罗世(李锦轶等, 1999; 赵亮亮和张兴洲, 2011; 周建波等, 2013; Wuetal., 2007; Lietal., 2011; Geetal., 2017; Dongetal., 2019; Aouizeratetal., 2019, 2020; Hanetal., 2020)。这些研究结果限定了黑龙江杂岩形成于晚三叠世至早侏罗世，同时标志着佳木斯地块与松辽地块之间的洋盆闭合并发生陆陆碰撞。

佳木斯地块上主要记录了三期花岗质岩浆作用。新元古代花岗岩类岩石形成于898～751Ma(吕长禄等, 2014; Yangetal., 2017, 2018)，并且遭受了晚泛非期麻粒岩相变质作用的改造。Wildeetal. (2003)在佳木斯地块三道沟和佳木斯附近的变形花岗岩中获得的原岩结晶年龄分别为523±8Ma和515±8Ma，变质重结晶锆石的加权平均年龄分别为505±4Ma和497±5Ma，表明佳木斯地块发育早古生代花岗岩，后期遭受了麻粒岩相变质作用。晚古生代花岗岩主要分布在佳木斯地块西缘，主体未发生变形，部分沿牡丹江断裂分布的岩石发生变形，前人年代学研究结果表明晚古生代花岗岩形成于270～254Ma(吴福元等, 2001; 黄映聪等, 2008; 赵立国等, 2016)。

1.2 那丹哈达地体

那丹哈达地体位于中国东北地区最东端，以跃进山断裂和敦化-密山断裂为界分别与西部的佳木斯地块和南部的兴凯地块相邻。在日本海打开之前，由于古太平洋板块西向俯冲，那丹哈达地体与俄罗斯远东的锡霍特-阿林地体、日本的美浓-丹波地体连续增生到欧亚大陆东缘，形成一个超级地体(水谷伸治郎等, 1989; Kojima, 1989)。那丹哈达地体包括一系列增生杂岩，包括西部的跃进山杂岩和东部的饶河增生杂岩(Zhouetal., 2014)，这些增生杂岩均被后期白垩纪花岗岩侵入(程瑞玉等, 2006; 李三忠等, 2017; 韩伟和周建波, 2020; 韩伟, 2021; Zhouetal., 2014)。

跃进山杂岩沿跃进山断裂分布在那丹哈达地体西缘，主要出露在北部的勤得利和南部的蛤蟆通、跃进山、东方红和哈马顶子地区(图2)，主要由硅质岩、变沉积岩和镁铁质-超镁铁质岩组成。变沉积岩包括石英片岩、二云母片岩、石英云母片岩等，是大陆斜坡沉积物经历了低绿片岩相变质作用的产物(张魁武等, 1997; 杨金中等, 1998)。镁铁质-超镁铁质岩主要由变玄武岩、辉长岩、纯橄榄岩、异剥橄榄岩和单斜辉石岩等组成，可与典型的蛇绿岩序列相比(Zhouetal., 2014)。此外，石场北部的跃进山杂岩以构造窗的形式产出，主要为一套厚层砾岩，砾石成分主要为玄武岩以及少量硅质岩(图2a; 崔维龙, 2018; 曾振等, 2019b)。跃进山杂岩呈现典型的岩块-基质结构，并被视为一套构造混杂岩(张魁武等, 1997; Zhouetal., 2014)。近年来，前人对跃进山杂岩进行了大量的地质年代学和地球化学研究，但目前关于跃进山杂岩的形成时代还未形成定论，主要的观点有晚三叠世至早侏罗世(郭冶, 2016; 刘永江等, 2019; Zhouetal., 2014; Sunetal., 2015b)、晚三叠世之前(曾振等, 2019b)和晚石炭世至中二叠世(Bietal., 2017b; Wangetal., 2022)。

2 样品采集和描述

跃进山杂岩主要出露于那丹哈达地体西缘，并呈现典型的岩块-基质结构。变碎屑岩基质主要包括石英片岩、二云母片岩、石英-云母片岩和绢云母-石英片岩。镁铁质-超镁铁质岩石主要出露在蛤蟆通、跃进山、哈马顶子、东方红和勤得利地区。通过野外剖面和探槽调查，本文明确了镁铁质-超镁铁质岩主要由玄武岩、橄榄岩、蛇纹岩、辉长岩和辉石岩组成，并且大部分经历了低绿片岩相变质作用和糜棱岩化作用。本文在哈马顶子地区进行了详细的剖面研究，该剖面全长约7500m，共分为20个岩石单位，主要包括糜棱岩化的绿泥石-绢云母板岩、中-基性熔岩、蛇纹岩、糜棱岩、二云母片岩和石英片岩(图3、表1)。糜棱岩样品(P3GS35)和糜棱岩化绿泥石-绢云母板岩(L55D004) 分别采自剖面的单元3和15(图4a、表1)。糜棱岩化绿泥石-绢云母板岩样品的矿物组成包括碎粒化的石英、碱性长石、绿泥石和绢云母，并且石英和绢云母集合体呈定向分布(图4b)。本文对出露于跃进山附近的跃进山杂岩进行了探槽调查，该探槽全长约8m，整体表现为辉长岩以构造透镜体的形式分布在石英片岩中(图5)。在该探槽中采集辉长岩样品P16GS1(图4c、图5)，该样品由斜长石(70%)、单斜辉石(25%)和少量磁铁矿组成，并且部分辉石蚀变为绿泥石(图4d)。

表1 哈马顶子地区跃进山杂岩地质剖面分层描述Table 1 Description of the geological section of the Yuejinshan Complex in the Hamadingzi area

3 研究方法

3.1 主量、微量元素

全岩主量元素和微量及稀土元素的分析是在天津地质矿产研究所进行的，其中主量元素分析在Axios 4.0kW顺序式X射线荧光光谱仪(XRF)上完成，分析精度优于2%。微量元素和稀土元素分析采用X Series Ⅱ型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，分析精度优于5%。详细的实验过程见刘颖等(1996)和高剑峰等(2003)。

3.2 锆石U-Pb测年

锆石U-Pb测年分析是在天津地质矿产研究所完成。测试仪器为激光烧蚀多接收器等离子质谱仪(LA-MC-ICPMS)，由激光剥蚀系统(NEW WAVE 193nm FX)和多接收等离子质谱仪(NEPTUNE)组成。本次测试中，激光剥蚀直径为35μm，剥蚀频率为8～10Hz，等离子体密度为13～14J/cm3，分别以TEMORA和NIST612作为U-Pb定年和微量元素含量测定的标准样品。采用ICPMSDataCal(Liuetal., 2008, 2010)和Isoplot/Ex_ver3(Ludwg, 2003)软件完成数据处理、U-Pb年龄谐和图绘制和加权平均年龄计算。

3.3 绢云母Ar-Ar测年

绢云母Ar-Ar测年是在中国地质科学院地质研究所同位素热年代学实验室进行。首先对提纯的(纯度>99%)绢云母进行超声波清洗，然后将清洗后的样品封进石英瓶中送核反应堆接受18h的中子照射，同时标准样品黑云母ZBH-25作为监控样接受中子照射，黑云母标样的标准年龄为132.7±1.2Ma，K含量为7.6%。照射工作是在中国原子能科学研究院的“游泳池堆”中进行的，使用B4孔道，中子流密度和积分中子通量分别为2.65×1013n·cm-2s-1和2.29×1018n·cm-2。详细的实验步骤见相关文章(陈文等, 2002; 张彦等, 2006)。

4 分析结果

本文样品的全岩主量和微量元素、锆石U-Pb定年和绢云母Ar-Ar定年的分析结果分别见表2、表3和表4。

表2 跃进山杂岩中变玄武岩的主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析结果Table 2 Major element (wt%) and trace element (×10-6) analyses of meta-basalts in the Yuejinshan Complex

表3 跃进山杂岩中变玄武岩和辉长岩的锆石U-Pb年龄数据Table 3 LA-MC-ICPMS zircon U-Pb data for the meta-basalt and gabbro in the Yuejinshan Complex

续表3Continued Table 3

4.1 主量和微量元素

地球化学测试结果表明跃进山杂岩中的糜棱岩(P3GS35)具有较高的SiO2(48.86%～49.44%)、 Al2O3(14.79%～14.99%)、CaO(10.66%～11.08%)、FeO(8.89%～8.90%)和MgO(7.26%～7.30%)，较低的Na2O(2.95%～3.21%)、Fe2O3(2.18%～2.63%)、TiO2(2.00%～2.03%)、K2O(0.71%～0.83%)、MnO(0.26%～0.27%)和P2O5(0.24%)(氧化物含量均经过扣除烧失量后重新计算)。样品的稀土元素总量(∑REE)为107.0×10-6～111.2×10-6，轻重稀土元素比值(LREE/HREE)为2.91～2.93。

在正、副变质岩K-A(K=100×K2O/(Na2O+K2O); A=100×Al2O3/(Al2O3+CaO+Na2O+K2O))判别图解中所有样品落入火成岩区域(图6a)，在(al+fm)-(c+alk)-Si图解中，所有样品进一步落入火山岩区域(图6b)，因此该糜棱岩样品属于正变质岩，原岩为火山岩。在火山岩TAS分类图解和Zr/TiO2-Nb/Y图解中所有样品均落入亚碱性玄武岩区域(图7)。在A-F-M和FeOT/MgO-SiO2图解中可以进一步判定这些亚碱性玄武岩属于拉斑玄武岩系列(图8)。以上地球化学结果表明本文糜棱岩样品的原岩为亚碱性玄武岩，因此在后文中称为变玄武岩。

在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图中，样品表现出轻稀土元素中等富集，与富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)的配分模式相似(图9a)，并且轻重稀土比值(2.91～2.93)和(La/Yb)N值(2.43～2.45)接近于E-MORB的标准值(Sun and McDonough, 1989)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，样品的配分曲线与E-MORB相似(图9b)。

4.2 锆石U-Pb测年结果

变玄武岩样品(P3GS35)的锆石颗粒呈现短柱状或粒状，他形至半自形，锆石长约50～100μm，长宽比为1:1至2:1。在锆石CL图中，大部分锆石保留了岩浆振荡环带或不完整环带(图10a)。本次测试对该样品中的24颗锆石进行了24次分析，其中包含7个不谐和的数据。其余17个谐和数据的Th、U含量分别为37×10-6～429×10-6和62×10-6～646×10-6。Th/U值为0.39～1.26，指示锆石的岩浆成因(Hinton and Upton, 1991; Hoskin and Black, 2000; Rubatto, 2002)。该样品的谐和年龄分布在300～503Ma，其中13个最年轻的数据确定的加权平均年龄为303±2Ma(图10b；MSWD=0.56)，该年龄代表变玄武岩原岩时代。此外，该样品中包含3个较老的锆石(加权平均年龄为331±4Ma，MSWD=0.086)和一个最老的锆石(503±6Ma)，可能为继承锆石或捕获锆石。

辉长岩样品P16GS1中锆石呈无色、透明，半自形-自形结构，锆石长约50～100μm，长宽比为1:1至2:1。锆石CL图像显示大部分锆石呈现明显的振荡环带(图10c)。本次对该样品中的32颗锆石进行了32次分析，其中包含6个不谐和数据。其余26个谐和数据的Th、U含量和Th/U分别为120×10-6～1351×10-6、114×10-6～945×10-6和0.50～1.50，指示锆石的岩浆成因(Hinton and Upton, 1991; Hoskin and Black, 2000; Rubatto, 2002)。26个谐和数据中有24个落入270～286Ma，确定的加权平均年龄为278±2Ma(图10d；MSDW=2.7)，其余两个谐和年龄分别为231±3Ma和237±3Ma，可能代表后期的构造热事件，因此本文认为辉长岩样品P16GS1的形成时代为278±2Ma。

4.3 Ar-Ar测年结果

糜棱岩化绿泥石-绢云母板岩的绢云母40Ar/39Ar分析结果见表4。该样品经历了13个连续的升温阶段，除第一个和最后一个温度阶段获得不规则年龄外，其中11个连续加热阶段(760～1200℃)获得的39Ar释放量占总量的99.65%，确定的总气体年龄为191.2±39.1Ma。Ar-Ar年龄谱图呈现出受热扰动的年龄谱，未形成平坦的年龄坪(图11)，其中840～900℃三个温度阶段获得的39Ar释放量占总量的24%～83%，其表面年龄比较接近(188.2～218.6Ma)，构成一个近似的年龄坪，确定的加权平均年龄为193±1Ma，可近似代表绢云母Ar-Ar体系的封闭年龄。

5 讨论

5.1 镁铁质-超镁铁质岩的时代

地球化学分析表明本文糜棱岩样品P3GS35的原岩是亚碱性玄武岩，因此也称为变玄武岩。变玄武岩样品中13个最年轻的谐和年龄确定的加权平均年龄为303±2Ma，这些锆石均保留了振荡环带或不完整环带，并且Th/U均大于0.1，指示锆石的岩浆成因，因此303±2Ma代表变玄武岩原岩的形成时代，该年龄是目前报道的最老的变玄武岩原岩时代。在跃进山杂岩的其它出露地区，前人对变玄武岩的原岩时代进行了大量年代学分析(图2b, c)，曾振等(2018)报道了北部勤得利地区变玄武岩的原岩形成于270～279Ma，东方红地区变玄武岩原岩形成于277±2Ma。崔维龙(2018)分别对勤得利和蛤蟆通地区的变玄武岩进行锆石U-Pb定年，其原岩时代分别为275±6Ma和274±3Ma，而石场地区砾岩中的玄武质砾石的形成时代比较年轻(257±2Ma)。此外，郭冶(2016)从蛤蟆通地区变玄武岩中获得的原岩时代为232±5Ma，该年龄是目前报道的最年轻的变玄武岩原岩时代。

本文辉长岩样品P16GS1的年代学测试结果表明该样品形成于278±2Ma。相似的研究成果在跃进山杂岩的其它出露地区也有大量报道(图2b, c)，Sunetal. (2015b)报道了东方红地区两个辉长岩样品的形成时代分别为275±3Ma和276±4Ma，曾振等(2017)在该地区也获得相似的研究结果(287±2Ma)。前人发表的年代学研究成果限定了曙光和日照地区的辉长岩分别形成于274～280Ma和266～290Ma(郭冶, 2016; Bietal., 2015)。在北部的勤得利地区，于介江等(2013)报道的角闪-辉长岩形成于278±2Ma。

综合本文和前人的年代学研究结果，可以限定跃进山杂岩中的镁铁质-超镁铁质岩形成于晚石炭世至晚三叠世(303～232Ma)。

5.2 镁铁质-超镁铁质岩形成的构造背景

在球粒陨石标准化稀土元素配分图解和原始地幔标准化微量元素蛛网图上，本文变玄武岩样品与E-MORB的配分模式相似，该结果也得到玄武岩构造判别图解的进一步证实。在Hf/3-Th-Ta、Hf/3-Th-Nb/16和Zr/117-Th-Nb/16图解中，样品均落入E-MORB或板内拉斑玄武岩区域(图12)。在Nb/Ta-La/Yb和Th/Nb-La/Yb图解中(图13a, b)，样品均落入MORB区域。Th/Yb-Ta/Yb和Th/Yb-Nb/Yb图解显示样品均落入MORB-OIB系列，并且靠近E-MORB区域(图13c, d)。这些地球化学证据表明本文变玄武岩样品的原岩具有E-MORB的地球化学属性。

前人对跃进山杂岩中的变玄武岩进行了大量地球化学研究，这些地球化学数据不仅证实了本文研究结果，而且揭示了变玄武岩起源的多样性(图12、图13)。张魁武等(1997)报道了哈马顶子地区绿片岩的原岩具有MORB和OIB的地球化学特征。Zhouetal. (2014)的地球化学研究结果表明东方红地区的变玄武岩具有N-MORB的地球化学属性。在蛤蟆通地区，郭冶(2016)报道的变玄武岩原岩具有OIB和MORB的地球化学特征。Bietal. (2017b)对北部勤得利地区和南部的南林工段、尖山等地区的变玄武岩进行了大量地球化学研究，结果表明这些变玄武岩的原岩具有MORB和OIB的特征。关于跃进山杂岩中辉长岩形成的构造背景，前人进行了大量地球化学研究，揭示了辉长岩具有岩浆弧地球化学特征，并且在构造判别图解中，辉长岩均落入岛弧玄武岩或大陆弧区域(于介江等, 2013; 郭冶, 2016; 曾振等, 2017; Bietal., 2015; Sunetal., 2015b; Liangetal., 2021)。

以上研究成果表明跃进山杂岩中变玄武岩的原岩具有E-MORB、N-MORB和OIB的特征，跃进山杂岩中的辉长岩形成于大陆弧或活动大陆边缘环境。这些研究结果进一步证实了跃进山杂岩是一套蛇绿混杂岩。

5.3 跃进山杂岩的就位时代

目前关于跃进山杂岩的形成时代还未形成定论，主要的观点有晚三叠世至早侏罗世(郭冶, 2016; 刘永江等, 2019; Zhouetal., 2014; Sunetal., 2015b)、晚三叠世之前(曾振等, 2019b)和晚石炭世至中二叠世(Bietal., 2017b; Wangetal., 2022)，造成争议的主要原因之一就是缺乏对跃进山杂岩变质时代的限定。

石场地区的跃进山杂岩以构造窗形式出露，主体为一套厚层砾岩，砾岩胶结物的碎屑年龄主要分布在232～216Ma、269～250Ma、522～494Ma和>800Ma，其中最年轻的年龄群确定的加权平均年龄为232±1Ma，代表砾岩的沉积下限时代(崔维龙, 2018)，曾振等(2019b)也报道了该地区砾岩的沉积下限时代为221Ma。此外，郭冶(2016)报道了跃进山地区长英质糜棱岩的沉积下限时代为223±7Ma，以及蛤蟆通地区变玄武岩的原岩时代为232±5Ma。这些年代学数据表明跃进山杂岩中最年轻的原岩时代为～220Ma。

跃进山杂岩主体经历了低绿片岩相变质作用，增生杂岩中最年轻的原岩时代220Ma限定了变质时代下限。本文糜棱岩化绿泥石-绢云母板岩的绢云母Ar-Ar测年结果为193±1Ma，与杨金中等(1998)报道的白云母石英片岩Rb-Sr等时线年龄(188±4Ma)一致。因此，跃进山杂岩中最年轻的原岩时代和绢云母Ar-Ar测年结果限定了跃进山杂岩的形成时代为220～193Ma。

6 构造意义

6.1 佳木斯地块东缘的俯冲-增生历史

那丹哈达增生杂岩带是佳木斯地块东缘俯冲-增生的重要地质记录，包括跃进山杂岩和饶河增生杂岩(周建波等, 2018)。本文研究结果限定了跃进山杂岩的形成时代为晚三叠世至早侏罗世(220～193Ma)。然而，关于跃进山杂岩向佳木斯地块东缘增生的起始时代还不明确，即佳木斯地块东缘何时由被动大陆边缘转换为活动大陆边缘？佳木斯地块东缘沉积的黑台组和珍子山组为解决这一问题提供了关键线索，Lietal. (2019a)报道了黑台组和珍子山组中砂岩的沉积下限时代分别为382Ma和315Ma，地球化学证据表明黑台组形成于被动大陆边缘环境，而珍子山组形成于活动大陆边缘环境，这些研究结果揭示了佳木斯地块东缘自晚石炭世(315Ma)已处于活动大陆边缘环境。这一观点也进一步得到佳木斯地块东缘呈南北向分布的晚石炭世至中二叠世岩浆弧的证实(毕君辉等, 2014; Mengetal., 2008; Bietal., 2016, 2017a; Lietal., 2020)。例如，在佳木斯地块东南部的宝清地区，Bietal. (2016)报道了晚石炭世至中二叠世(302～267Ma)的花岗岩和花岗闪长岩，地球化学证据表明这些花岗岩类岩石形成于与板块俯冲相关的活动大陆边缘环境，此外该地区出露的双峰式火山岩(290～267Ma)和二龙山组安山岩(286～280Ma)均被证实形成于大陆弧或活动大陆边缘环境(Bietal., 2017a; Lietal., 2020)。在佳木斯地块东北部，毕君辉等(2014)报道了早-中二叠世(278～260Ma)的花岗岩类岩石形成于活动大陆边缘环境。以上证据表明了佳木斯地块东缘在晚石炭世至中二叠世(302～260Ma)受到古大洋板块西向俯冲作用的控制，形成一系列岩浆弧。由于古太平洋板块(伊泽奈岐板块)形成于中生代(郭锋, 2016; 刘永江等, 2019)，因此晚石炭世至中二叠世期间佳木斯地块东缘的俯冲板块并非古太平洋板块，有学者提出晚石炭世至中二叠世期间围绕佳木斯地块东缘的俯冲洋壳是泛大洋(刘永江等, 2019; Hanetal., 2020; Liuetal., 2021)，泛大洋是石炭纪-三叠纪期间环绕泛大陆的全球性大洋，中生代期间泛大洋板块开始裂解出现古太平洋板块(伊泽奈岐板块)、法拉隆板块和菲尼克斯板块，因此古太平洋板块(伊泽奈岐板块)是泛大洋板块裂解后的残余板块(郭锋, 2016; Veevers, 2004, 2013; Johnston and Borel, 2007)。根据以上证据，本文认为自晚石炭世佳木斯地块东缘受泛大洋板块西向俯冲的控制，跃进山杂岩可能自晚石炭世已经开始向佳木斯地块东缘增生，并且跃进山杂岩中的弧辉长岩可能来自于佳木斯地块东缘的弧岩浆岩，晚三叠世至早侏罗世泛大洋板块裂解形成残余的古太平洋板块，并且古太平洋板块西向俯冲导致跃进山杂岩就位于佳木斯地块东缘。

饶河增生杂岩是那丹哈达地体主体部分，呈现典型的岩块-基质结构。前人年代学研究成果限定了增生杂岩中的基质碎屑岩形成于中侏罗世至早白垩世(ca.170～133Ma；韩伟和周建波, 2020; 韩伟, 2021; Zhouetal., 2014; Sunetal., 2015a; Zhangetal., 2020)，表明饶河增生杂岩的增生过程发生在中侏罗世至早白垩世，并且饶河增生杂岩被早白垩世的花岗岩侵入(ca.130～100Ma; 程瑞玉等, 2006; 王智慧, 2017; 韩伟和周建波, 2020; Zhouetal., 2014)，这些年代学证据限定了饶河增生杂岩的最终就位时代为早白垩世(133～130Ma)。因此那丹哈达增生杂岩带的形成以及佳木斯地块东缘的岩浆弧记录了晚石炭世至早白垩世泛大洋板块和古太平洋板块的俯冲-增生历史。

6.2 佳木斯地块与松辽地块的分离和聚合

吉林-黑龙江高压变质带(吉黑高压带)记录了佳木斯地块与松辽地块的碰撞拼贴历史，并被划分为黑龙江杂岩和小兴安岭-张广才岭增生杂岩(周建波等, 2013, 2018)。前人发表的年代学数据限定了黑龙江杂岩的原岩形成于～490Ma至～210Ma(周建波等, 2013; Wuetal., 2007; Zhouetal., 2009, 2010; Zhuetal., 2015; Geetal., 2016; Hanetal., 2020)，并通过变质锆石、变质矿物Ar-Ar和Rb-Sr以及金红石U-Pb定年获得了早侏罗世的变质时代(李锦轶等, 1999; 赵亮亮和张兴洲, 2011; 周建波等, 2013; Wuetal., 2007; Lietal., 2011; Geetal., 2017; Dongetal., 2019; Aouizeratetal., 2019, 2020; Hanetal., 2020)，这些年代学证据限定了黑龙江杂岩的最终就位时代为晚三叠世至早侏罗世。张广才岭增生杂岩是一套构造混杂岩，主要由二云母片岩、石英片岩、绿片岩、石英岩和变火山岩组成(唐克东等, 2011; 周建波等, 2013; Wangetal., 2012)。张广才岭增生杂岩主体经历了低角闪岩相至绿片岩相变质作用，其原岩形成于450～211Ma(周建波等, 2013; Wangetal., 2012)，此外周建波等(2013)报道了云母片岩和长英质糜棱岩的黑云母Ar-Ar时代分别为193±2Ma和200±8Ma，这些年代学证据限定了张广才岭增生杂岩形成于晚三叠世至早侏罗世，与黑龙江杂岩的形成时代一致。

以上研究结果揭示了佳木斯地块与松辽地块的碰撞拼贴发生在晚三叠世至早侏罗世，伴随吉黑高压带的就位，同时松辽地块东缘张广才岭和小兴安岭发育同碰撞花岗岩，形成时代为216±4Ma～184±4Ma(Wuetal., 2011)，也证实了晚三叠世至早侏罗世期间佳木斯地块与松辽地块发生碰撞。此外，有学者提出在早石炭世之前佳木斯地块属于中亚造山带东段的一部分，与松辽地块是一个整体(Zhouetal., 2009, 2010; Hanetal., 2020; Chenetal., 2022)，这也意味着佳木斯地块在早石炭世至晚三叠世期间经历了与松辽地块的分离。在佳木斯地块东缘广泛出露晚石炭世至中二叠世的岩浆弧，与佳木斯地块东缘泛大洋板块的西向俯冲有关(毕君辉等, 2014; Mengetal., 2008; Bietal., 2016, 2017a; Lietal., 2020)，并且Yangetal. (2019)进一步提出在整个佳木斯地块上广泛发育南北向的岩浆弧(302～245Ma)，这些弧岩浆岩从地块东缘至西缘呈现逐渐年轻的趋势。因此本文认为晚石炭世之后泛大洋板块持续向佳木斯地块之下俯冲，在佳木斯地块上形成大量的弧岩浆岩，同时由于弧后扩张作用佳木斯地块与松辽地块发生分离形成新的洋盆，被命名为黑龙江洋(Zhuetal., 2017; Hanetal., 2020; Lietal., 2021)。前人研究结果认为佳木斯地块与松辽地块之间大洋板块俯冲的启动时代为中二叠世(Dongetal., 2017)，并持续到晚三叠世-早侏罗世(Wuetal., 2007; Zhouetal., 2009; Hanetal., 2020)，该观点也得到松辽地块东缘中二叠世至早侏罗世弧岩浆岩带的支持(魏红艳, 2012; 吕长禄等, 2015; Dongetal., 2017; Aouizeratetal., 2020; Liuetal., 2020)。

6.3 中国东北地区晚古生代至中生代构造演化

显生宙期间中国东北地区先后经历了古亚洲洋闭合、泛大洋俯冲和古太平洋板块西向俯冲的控制和改造。Wuetal. (2011)根据显生宙期间的花岗质岩石将中国东北地区的构造演化划分为三个阶段：250Ma之前处于古亚洲洋演化阶段；250～210Ma属于同碰撞阶段；210Ma之后受古太平洋板块西向俯冲控制。彭玉鲸等(2012)认为古亚洲洋构造域的结束时间为250～230Ma。目前普遍认为古亚洲洋的闭合时代为晚二叠世或早三叠世，其构造演化最晚持续到早-中三叠世(许文良等, 2013; 刘永江等, 2019; Wilde, 2015; Liuetal., 2017)。中国东北地区中生代增生杂岩、佳木斯地块和松辽地块东缘的弧岩浆岩带均呈近南北向分布，这些增生杂岩形成于晚三叠世至早白垩世，并呈现出由西至东逐渐年轻的趋势。这些证据表明中国东北地区的中生代增生杂岩以及岩浆弧并非古亚洲洋闭合的产物，而是与晚古生代至中生代期间欧亚大陆东缘泛大洋板块和古太平洋板块西向俯冲有关。

根据以上研究结果，本文将中国东北地区晚石炭世至早白垩世期间的构造演化历史分为4个阶段：

(1)早石炭世之前，佳木斯地块属于中亚造山带的一部分，并处于被动大陆边缘的构造背景。晚石炭世晚期至中二叠世期间，由于泛大洋板块西向俯冲，佳木斯地块东缘由被动大陆边缘转变为活动大陆边缘，伴随南北向弧岩浆岩带(302～260Ma)的形成，此外，由于弧后扩张作用，佳木斯地块与松辽地块发生分离，随着洋盆不断扩展，形成黑龙江洋(图14a)。

(2)中二叠世-晚三叠世期间，黑龙江洋开始闭合，大洋板块持续向松辽地块东缘之下俯冲，在松辽地块东缘形成南北向展布的弧岩浆岩(图14b)。

(3)晚三叠世至早侏罗世期间，由于古太平洋板块西向俯冲，跃进山杂岩在佳木斯地块东缘就位(220～193Ma)，同时黑龙江洋闭合，佳木斯地块与松辽地块发生碰撞拼贴，伴随吉黑高压带的就位(图14c)，标志着中国东北地区的构造背景发生了古亚洲洋和泛大洋构造体制向古太平洋构造体制的转换。

(4)早侏罗世至早白垩世期间古太平洋板块持续俯冲，饶河增生杂岩向佳木斯地块东缘增生，并最终于早白垩世(133～130Ma)就位(图14d)，随后饶河增生杂岩被早白垩世的花岗岩脉侵入(130～100Ma)。