0 引 言

中国东北及其邻区大地构造位置上处于古亚洲洋与古太平洋板块交汇部位, 是研究两大构造域叠加与转换动力学机制的最理想地区(李锦轶等, 1999;Zhou et al., 2009, 2014; Zhang et al., 2015; 张兴洲等,2015)。研究区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、松嫩地块、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(程裕淇, 1994; 唐克东和王莹, 1995;李双林和欧阳自远, 1998)。研究区以东则为那丹哈达增生地体, 该地体为锡霍特-阿林增生地体的重要组成部分, 为典型古太平洋板块俯冲-增生的产物(Kojima and Mizutani, 1987; Mizutani and Kojima,1992)(图 1)。

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的意义。跃进山杂岩曾被定义为早古生代“跃进山群”(黑龙江省地矿局, 1993), 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; 张魁武和邵济安(1997)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, 提出其原岩为N-MORB型洋脊玄武岩, 属于典型的蛇绿岩, 与饶河地区的洋岛玄武岩(康宝祥和张海, 1990; 张旗, 1995)明显不同。Zhou et al. (2014)将那丹哈达(完达山)地体分为饶河杂岩和跃进山杂岩, 指出跃进山杂岩为古太平洋板块俯冲的启动标志。

对照组应用疝环充填式疝修术：去下腹斜切口，逐层切开腹外斜肌腱膜，分离上下两片腹外斜肌腱膜，显露联合腱，并切开提睾肌以及精索内筋膜，分开疝囊周围组织，高位结扎疝囊，并进行完整封闭疝囊重建，最后缝合切口。

由于地质条件复杂加之出露情况较差, 跃进山杂岩的研究目前还处于探索阶段。特别是由于缺少必要的年代学证据与地球化学证据, 导致了对古太平洋板块演化的认识存在较大的分歧(Zhou et al.,2014; Bi et al., 2015; Sun et al., 2015)。鉴于此, 本文通过对跃进山杂岩中变玄武岩的锆石 U-Pb定年及地球化学研究, 进一步限定佳木斯地块东缘的构造演化。

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与完达山增生杂岩之间(图1、2, 张魁武和邵济安, 1997; 杨金中等, 1998)。该杂岩主体出露在黑龙江东部宝清一带, 最近我们首次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(张旗和周国庆, 2001;Zhou et al., 2014)。

变玄武岩主要发育在东方红和勤得利地区。南部东方红地区变玄武岩样品(样品号: 15HLJ58, GPS:46°16′13″N, 132°58′17″E)采自蛤蟆通水库附近山顶(图2b), 呈黄绿色块状出露(图3a), 变玄武岩主要由斜长石、单斜辉石和不透明矿物组成, 部分斜长石发生绿泥石化和绢云母化, 少量单斜辉石发生绿泥石化, 岩石呈现绿片岩相低级变质。而北部勤得利地区的变质玄武岩(样品号: 15YF01, 15HLJ46; GPS:47°59′00″N, 133°00′04″E, 图 2c)常与硅质岩和厚层暗色泥岩相伴产出, 呈枕状构造出露(图 3b), 主要矿物组合为绿泥石、斜长石、阳起石等, 还有少量绿帘石、石榴子石和不透明矿物。

图1 中亚造山带构造纲要图(据Zhou et al., 2009修改) Fig.1 Tectonic outlines of the Central Asian Orogenic Belt

图2 跃进山杂岩区域地质简图及样品采集位置 Fig.2 Simplified geological map of the Yuejinshan complexes with the sample locations

图3 跃进山杂岩中变玄武岩野外露头照片 Fig.3 Photographs of outcrops of the metabasalt in the Yuejinshan complexes

2 测试方法

2.1 锆石U-Pb定年

用于锆石 U-Pb定年的样品首先除去表面的污染物后粉碎至60目以下, 利用浮选和磁选的方法分选之后再在双目镜下挑选出晶型和透明度较好的锆石颗粒。将挑选出的锆石颗粒粘贴在双面胶上并灌入环氧树脂制成样靶, 之后抛光至锆石核部出露, 在北京锆年领航科技有限公司进行透射光、反射光以及阴极发光照相, 观察所测锆石颗粒有无包体、裂隙等影响测试结果的因素。

张旗, 周国庆. 2001. 中国蛇绿岩. 北京: 科学出版社:1-182.

2.2 全岩地球化学分析

样品的主量、微量和稀土元素测试均由澳实分析检测(广州)有限公司完成。主量元素采用荷兰PANalytical 生产的Axios仪器利用熔片X-射线荧光光谱法(XRF)测定, 并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测。微量元素和稀土元素采用美国Perkin Elmer公司生产的 Elan 9000 型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定。主量元素分析精度优于5%, 微量和稀土元素分析精度优于10%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学

样品 15HLJ58中锆石颗粒多呈自形、短柱状,个别呈近等轴状, 锆石长轴粒径从50 μm到120 μm不等。CL图像(图4a)显示部分锆石具有明显的板条状条纹构造, 不发育震荡环带, 具有基性岩的锆石特征。25颗锆石测试分析结果表明, 其Th/U比值平均为0.5, 总体变化范围0.22～0.91, 且Th、U之间具有良好的正相关关系, 表明其为岩浆成因锆石(Claesson et al., 2000; Fernando et al., 2003)。在 25个测点中, 6个测点的谐和度很低, 予以剔除(表 1),剩余19个测点全部位于207Pb/235U-206Pb/238U谐和图的谐和线上及附近(图5a)。全部谐和年龄可以分为2组, 其中15颗锆石集中成第一组, 得到的206Pb/238U加权平均年龄为277±2 Ma(MSWD=1.14, n=15); 第二组 4颗锆石年龄较老, 为继承性或捕获锆石,206Pb/238U年龄分别为306 Ma和469～597 Ma。

样品 15HLJ46中锆石颗粒无色透明, 呈短柱状、长柱状或不规则状, 锆石长轴粒径变化范围为40～110 μm, 长宽比介于 1.5∶1～3∶1, 多数锆石韵律环带不明显, 部分呈现明暗相间的条带结构, 显示基性岩的锆石特点(图 4b)。极少部分锆石边缘出现亮白色增生边, 这可能是后期变质作用的增生锆石边(Wu and Zheng, 2004)。分析结果显示锆石的Th、U 含量分别为 26.8×10-6～957×10-6, 64.4×10-6～747×10-6, Th/U 比值主要集中在 0.23～1.28, 属于典型的岩浆锆石。在30个分析测点中, 除6个不谐和点外, 其余24个点都落在谐和线上(表1, 图5b), 主要年龄可以分为两组, 第一组为4颗锆石, 206Pb/238U表面年龄集中于299～326 Ma, 结合CL图像(图4b),这 4颗锆石具有典型的振荡环带, 锆石类型与第二组明显不同, 推测其为继承或捕获锆石; 其余20颗锆石构成第二组年龄, 206Pb/238U表面年龄分布于271～296 Ma, 加权平均年龄为 279±4 Ma (MSWD=0.76,n=20), 该年龄代表了变玄武岩原岩的成岩年龄。

图4 跃进山变玄武岩锆石阴极发光图像及U-Pb年龄 Fig.4 Cathodoluminescence (CL) images and U-Pb ages of zircons from the metabasalts in the Yuejinshan complexes

图5 跃进山变玄武岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig.5 U-Pb concordia diagrams for zircons from the metabasalt in the Yuejinshan complexes

样品15YF01中锆石颗粒呈透明的长柱状-短柱状, 锆石长轴粒径从40 μm到110 μm不等, 长宽比介于 1∶1～2∶1。由CL图像(图 4c)可见, 部分锆石具有环带状结构, 但多数锆石呈明暗相间条带状结构, 显示基性岩锆石特性。共分析了 20颗锆石, 其中7颗谐和性较差, 未参加统计, 1颗锆石的Th丢失。其余12颗锆石的Th/U比值介于0.15～2.4之间,结合锆石CL图像, 表明为岩浆锆石。锆石U-Pb测年结果可分为2组, 第一组为10颗锆石, 206Pb/238U表面年龄分布于 264～277 Ma, 加权平均年龄为270±2 Ma(图 5c, MSWD=1.4, n=10), 可以代表原岩成岩年龄; 第二组为3颗锆石, 年龄分别为323 Ma,496 Ma和727 Ma, 结合锆石CL图像, 这3颗锆石具有较为明显的环带状结构, 推测其为继承或捕获锆石(图 4c)。

3.2 地球化学组成

样品的主量、微量和稀土元素组成见表2。

3.2.1 主量元素

北部勤得利地区5件变玄武岩样品SiO2含量为49.87%～52.00%, Al2O3为 16.31%～18.30%, TiO2为0.74%～0.79%, Fe2O3T为 8.7%～9.44%, 样品具有富Na2O(3.85%～4.65%)、K2O(2.41%～3.37%), 贫 MgO(3.81%～6.13%)的特征。在MgO-SiO2图解中(图6a),样品落于玄武岩区域内。

南部东方红地区的3件玄武岩样品SiO2含量为45.67%～50.23%, Al2O3为 13.93%～16.99%, TiO2为1.21%～1.64%, Fe2O3T为 10.46%～13.74%, 样品表现为贫 Na2O(1.90%～2.74%)、K2O(0.20%～0.52%)和 MgO(4.47%～4.93%)的特征。在MgO-SiO2图解上(图6a),也落于玄武岩区域内。

3.2.2 稀土元素

一个爱护着弟弟的好姐姐写下了这样生动感人的文字。小弟的“无法无天”和爱笑，都非常符合小小孩的年龄特点，小作者如果没有满怀爱意地细致观察，是发现不了这些细节的。文章重点写了小弟喜欢音乐的特点，但与叶圣陶爷爷文章不同的是，还写了自己与小弟相处的快乐。如果没有亲身经历和体验，这样的真情实感是不会自然流淌的。学习名家的写作方法，但不受限于名家的写作内容，小作者正在尝试去做到，真棒！

由于稀土元素特别是重稀土元素受海水蚀变、热液交代或后期变质作用的影响甚微, 因此, 稀土配分型式能较好地反映岩浆形成时的特点(Langmuir et al., 1978)。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上(图 7a), 勤得利和东方红地区两组变玄武岩均表现为平坦的配分型式, 各样品REE配分型式相互平行, 只有位置的高低, 显示其稀土元素分异程度相当, 具有同源岩浆的特征。勤得利地区变玄武岩的稀土元素总量较低(∑REE=32.84×10-6～43.03×10-6), 轻重稀土元素分馏程度较弱(LREE/HREE 为 2.37～2.99, (La/Yb)N=1.46～2.06), 稀土元素配分曲线显示轻稀土元素富集型, Eu异常不明显(δEu=0.95～1.02), 与 E-MORB 类似。

东方红地区变玄武岩的稀土元素总量相对较高(∑REE=41.95×10-6～60.61×10-6), 球粒陨石标准化稀土元素曲线显示轻稀土元素亏损型(图 7a), 无明显Eu异常(δEu=0.96～1.01), 与N-MORB的REE配分模式相似, 样品的(La/Sm)N值(0.47～0.64, 平均 0.54)和(La/Yb)N值(0.45～0.56, 平均 0.52), 也接近N-MORB的相应值(分别为0.59, 0.61)。

采用LabVIEW中的队列(Queue)技术，将数据采集模块作为一个独立任务；数据处理模块、存储和显示模块也分别放在各自的任务当中，使它们能够并行运行。各模块之间以多任务形式进行连接，实现测试系统实时采集和实时响应用户操作的功能。

表1 跃进山变玄武岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb results for the metabasalt in the Yuejinshan complexes

点位 Pb Th U Th/U 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 谐和度元素含量(×10-6) 同位素比值 年龄(Ma)样号: 15HLJ58 1 73 321 457 0.7 0.3049 0.0193 0.0441 0.0007 270 15 278 4 97%2 447 1886 3689 0.51 0.3276 0.0081 0.0443 0.0004 288 6 280 2 97%3 277 1232 2167 0.57 0.3168 0.0092 0.044 0.0004 279 7 278 2 99%4 286 1087 3168 0.34 0.3159 0.0077 0.0437 0.0004 279 6 276 2 98%5 52.7 229 373 0.61 0.3115 0.0239 0.0438 0.0007 275 18 276 4 99%6 280 1276 1856 0.69 0.3248 0.0145 0.0441 0.0005 286 11 278 3 97%7 93 356 413 0.86 0.5768 0.052 0.0441 0.0009 462 34 278 6 50%8 96 354 669 0.53 0.3179 0.0194 0.0441 0.0006 280 15 278 4 99%9 85 322 421 0.76 0.5647 0.0341 0.0445 0.0007 455 22 281 4 52%10 382 1636 3133 0.52 0.3301 0.0082 0.0442 0.0004 290 6 279 2 96%11 259 620 861 0.72 0.8508 0.0797 0.0454 0.0008 625 44 286 5 25%12 501 2248 2459 0.91 0.3499 0.0102 0.0497 0.0005 305 8 313 3 97%13 223 676 1391 0.47 0.5014 0.0164 0.0467 0.0005 413 11 294 3 66%14 180 735 1486 0.49 0.3061 0.0112 0.044 0.0004 271 9 278 3 97%15 993 2878 4790 0.6 0.6248 0.0231 0.0667 0.001 493 14 416 6 83%16 168 677 1439 0.47 0.3223 0.0113 0.0439 0.0005 284 9 277 3 97%17 191 857 1429 0.6 0.3177 0.0119 0.0442 0.0005 280 9 279 3 99%18 57.2 223 463 0.48 0.3158 0.0199 0.0437 0.0007 279 15 276 4 98%19 255 522 889 0.59 0.7523 0.0256 0.089 0.0008 570 15 550 5 96%20 118 544 750 0.72 0.3382 0.0163 0.0428 0.0005 296 12 270 3 91%21 121 521 1031 0.51 0.31 0.0126 0.0429 0.0004 274 9 271 3 98%22 487 1106 5071 0.22 0.4658 0.0154 0.0486 0.0005 388 10 306 3 76%23 143 628 827 0.76 0.3332 0.0222 0.0448 0.0006 292 17 282 4 96%24 159 370 597 0.62 0.702 0.0266 0.0816 0.0008 540 16 506 5 93%25 269 668 1146 0.58 0.6905 0.0216 0.0868 0.0009 533 13 537 5 99%样号: 15HLJ46 1 15.8 66 150 0.44 0.3097 0.025 0.043 0.0013 274 19 271 8 99%2 19.4 58.2 137 0.43 0.4477 0.0343 0.0439 0.0013 376 24 277 8 69%3 51.5 179 325 0.55 0.3855 0.0219 0.0519 0.0014 331 16 326 9 98%4 55.7 218 379 0.57 0.3654 0.0215 0.048 0.0013 316 16 302 8 95%5 26.8 119 220 0.54 0.3027 0.0203 0.0429 0.0012 269 16 271 7 99%6 30.6 114 199 0.57 0.3017 0.0238 0.0438 0.0013 268 18 276 8 96%7 12 41.4 91 0.45 0.3046 0.0263 0.0431 0.0014 270 20 272 8 99%8 39.9 167 351 0.48 0.3296 0.0159 0.0439 0.0012 289 12 277 7 95%9 15.5 48.1 95.7 0.5 0.4812 0.0533 0.0446 0.0014 399 36 281 9 65%10 90 462 530 0.87 0.323 0.0162 0.0432 0.0012 284 12 272 7 95%11 35.8 85.1 164 0.52 0.6526 0.046 0.0481 0.0015 510 28 303 9 49%12 104 417 551 0.76 0.4631 0.0271 0.044 0.0012 386 18 278 7 67%13 41.9 176 245 0.72 0.3291 0.0217 0.0448 0.0013 289 16 282 8 97%14 67 348 303 1.15 0.3198 0.0187 0.0442 0.0013 282 14 279 8 98%15 60.3 237 411 0.58 0.3456 0.0186 0.0444 0.0013 301 14 280 8 92%16 16.9 59.7 129 0.46 0.3303 0.0242 0.0454 0.0014 290 18 286 8 98%17 15.7 53.9 110 0.49 0.3241 0.0298 0.0439 0.0013 285 23 277 8 97%18 52.2 222 333 0.67 0.3542 0.0202 0.0469 0.0013 308 15 296 8 95%19 30.9 132 257 0.51 0.3306 0.02 0.0445 0.0012 290 15 281 8 96%20 78 305 449 0.68 0.3312 0.0168 0.047 0.0013 290 13 296 8 98%

续表1:

点位 Pb Th U Th/U 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 谐和度元素含量(×10-6) 同位素比值 年龄(Ma)样号: 15HLJ46 21 48.5 221 317 0.7 0.3292 0.0178 0.0445 0.0012 289 13 280 8 97%22 13.1 56.4 98.3 0.57 0.3469 0.0304 0.0474 0.0015 302 23 299 9 98%23 26 87.2 269 0.32 0.3467 0.0225 0.0491 0.0014 302 17 309 8 97%241021893120.611.85790.2150.0610.0026106676382155%25 48.7 152 659 0.23 0.3433 0.0175 0.0447 0.0013 300 13 282 8 93%26 186 957 747 1.28 0.3471 0.0143 0.044 0.0012 303 11 278 7 91%27 23.3 96.7 179 0.54 0.3263 0.0225 0.0442 0.0013 287 17 279 8 97%28 18.3 75.6 147 0.51 0.3155 0.0223 0.0442 0.0013 278 17 279 8 99%2925.181.91700.480.3770.02490.04320.001332518272882%30 23.3 111 142 0.78 0.3091 0.0326 0.0434 0.0015 273 25 274 9 99%样号: 15YF01 142335112450.281.63950.03640.04770.0003986143002.1-7%2 129 859 876 0.98 0.3295 0.0084 0.0425 0.0003 289 6.4 268 2 92%310432.5850.3811.78280.29120.43580.005625872323322589%4 24.1 134 247 0.54 0.3028 0.0166 0.0428 0.0005 269 13 270 3 99%5 98 725 658 1.1 0.3045 0.0109 0.0427 0.0007 270 8 270 4 99%6 18.6 104 172 0.61 0.3071 0.0188 0.0434 0.0006 272 14 274 4 99%750996720.150.59620.0380.05480.002475243441368%8 41 221 216 1.02 0.3804 0.0199 0.0514 0.0006 327 15 323 4 98%9 82 500 644 0.78 0.3021 0.0085 0.0427 0.0003 268 6 270 2 99%10 77 434 592 0.73 0.3497 0.0098 0.0438 0.0004 304 7 277 2 90%11 43 319 272 1.17 0.2887 0.029 0.0417 0.0008 258 22 264 5 97%12 21.4 137 167 0.82 0.3012 0.0186 0.0424 0.0006 267 14 267 4 99%13 161 1141 1005 1.14 0.3091 0.0389 0.0418 0.0008 273 30 264 5 96%14 30.81 4.4 478 0.01 0.6257 0.0165 0.0799 0.0007 493 10 496 4 99%15422833190.890.26690.0133 1635720128392.42.66930.0508 0.04290.000524010271388%0.17330.002513201410301375%17 16.7 92 158 0.58 0.3081 0.0211 0.0424 0.0007 273 16 268 4 98%184651511560.450.13080.0054 19481612780.580.57170.0421 0.01460.0001125593.5171%0.04830.000645927304259%20 84 180 225 0.8 1.0378 0.0269 0.1194 0.0011 723 13 727 6 99%

图6 跃进山变玄武岩岩石分类图解 Fig.6 Geochemical classification of metabasalts in the Yuejinshan complexes

(a) MgO-SiO2图解(据Le Bas, 2000); (b) Zr/TiO2-Nb/Y图解(据Winchester and Floyd, 1976)

表2 跃进山杂岩中变玄武岩主量(%)、微量和稀土元素组成(×10-6) Table 2 Major (%) and trace element (×10-6) compositions of metabasalts in the Yuejinshan complexes

注: 东方红变玄武岩(04H106, 04H108, 04H113)数据引自Zhou et al. (2014)。

样品 15YF01a 15YF01b 15YF01c 15YF01d 15YF01e 04H-106 04H-108 04H-113勤得利变玄武岩 东方红变玄武岩SiO2 51.8 52 51.8 50.85 49.87 45.67 50.23 47.78 TiO2 0.78 0.79 0.74 0.77 0.77 1.4 1.21 1.64 Al2O3 18.3 18.18 17.63 18.18 16.31 16.99 15.76 13.93 Fe2O3 3.2 2.92 3.22 2.65 2.93 4.7 3.54 7.54 FeO 5.87 6.21 5.48 6.29 6.51 7.65 6.92 6.2 MnO 0.15 0.16 0.15 0.16 0.18 0.22 0.18 0.24 MgO 4.18 4.22 3.81 4.21 6.13 4.93 4.47 4.67 CaO 4.1 4.21 4.56 4.61 5.93 10.89 8.47 12.57 Na2O 4.05 4.64 4.31 4.31 3.85 1.9 2.74 2 K2O 3.37 3 3.37 3.06 2.41 0.31 0.52 0.2 P2O5 0.09 0.1 0.09 0.09 0.07 0.16 0.11 0.15 LOI 4.13 3.95 4.65 3.78 4.19 4.12 4.88 2.15 Total 100.02 100.38 99.81 98.96 99.15 98.94 99.03 99.07 Ba 62.3 73.2 54 69.4 72.3 42 52.3 73.8 Rb 1.92 1.79 1.83 1.87 1.39 10 13 6 Sr 337 298 358 333 378 212 282 322 Zr 63 60 59 62 38 75 71 92 Nb 1.9 1.8 1.7 1.9 1.5 1.73 2.84 8.24 Ni 18.1 17.8 16.7 17.2 23.6 58 50 50 Co 25 24.8 23.7 23.9 29.9 34 34 39 Cr 30 30 27 29 83 189 164 134 La 5.6 3.9 4.8 4.2 3.9 3.35 2.3 3.95 Ce 12.8 9.49 11 10.4 8.92 10.24 6.94 11.05 Pr 1.92 1.79 1.83 1.87 1.39 2.19 1.33 2.03 Nd 8.9 8.3 8.4 8.7 6.5 12.01 7.71 11.07 Sm 2.24 2.12 2.21 2.29 1.81 4.53 2.92 3.92 Eu 0.78 0.74 0.79 0.82 0.68 1.74 1.17 1.5 Gd 2.58 2.68 2.74 2.77 2.31 6.31 4.25 5.84 Tb 0.44 0.45 0.44 0.46 0.41 1.15 0.82 1.12 Dy 2.87 3 2.93 2.95 2.55 7.44 5.45 7.47 Ho 0.64 0.62 0.66 0.67 0.56 1.54 1.17 1.61 Er 1.87 1.99 1.86 1.88 1.67 4.35 3.45 4.72 Tm 0.28 0.3 0.29 0.29 0.25 0.66 0.54 0.75 Yb 1.83 1.8 1.71 1.92 1.64 4 3.41 4.84 Lu 0.28 0.29 0.27 0.3 0.25 0.57 0.49 0.74 Y 19.3 18.3 18.9 19.4 16.5 40.99 31.95 42.99 Ta 0.2 0.2 0.1 0.1 0.1 0.14 0.24 0.46 Hf 1.7 1.7 1.6 1.8 1.1 2 2.1 2.6 V 225 226 212 227 249 359 304 303 U 0.5 0.4 0.4 0.4 0.2 0.14 0.13 0.41 Th 1.58 1.15 1.39 1.25 0.65 1.44 1.37 1.01 Sc 29.2 26.4 27 25.6 35.4 44.5 45.3 43.8∑REE 43.03 37.47 39.93 39.52 32.84 60.08 41.95 60.61 LREE/HREE 2.99 2.37 2.66 2.52 2.41 1.31 1.14 1.24(La/Yb)N 2.06 1.46 1.89 1.47 1.6 0.56 0.45 0.55(Gd/Yb)N 1.14 1.2 1.29 1.16 1.13 1.27 1.01 0.97(La/Sm)N 1.57 1.16 1.37 1.15 1.36 0.47 0.5 0.64(Ce/Yb)N 1.81 1.36 1.66 1.4 1.41 0.66 0.52 0.6 δEu 0.99 0.95 0.98 0.99 1.02 0.99 1.01 0.96

图 7 跃进山变玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a) 和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(球粒陨石标准化值据Sun and McDonough, 1989; 原始地幔值据Stern, 2002) Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagram for metabasalts in the Yuejinshan complexes (b)

3.2.3 微量元素

对于蚀变的玄武岩, 不能用 K2O、Na2O、SiO2等主量元素的 TAS图来划分岩石类型(Rollinson,1993)。高场强元素 Nb、Ce、Zr、Y、Cr、Ni和 REE在交代过程中是不活动元素, 能代表原始的、交代前的丰度(Rollinson, 1993; Philip et al., 1996)。因此,通过 Zr/TiO2-Nb/Y图解进行岩石类型划分(图 6b),勤得利地区的变玄武岩样品多数落于安山岩/玄武岩区域内, 只有一个样品落于亚碱性玄武岩区域内;而东方红地区的变玄武岩样品均位于亚碱性玄武岩和安山岩/玄武岩的过渡位置。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 7b),勤得利地区变玄武岩的各个样品的元素组成相似,表现为大离子亲石元素 Sr和 Ba富集, 高场强元素Nb、Ta亏损, 不同于典型的大洋中脊玄武岩(Nb、Ta不亏损), 推测其形成的构造背景更可能是消减带或俯冲带(SSZ)。东方红地区的3个变玄武岩样品富集大离子亲石元素Rb、Sr, 但是Ba变化混乱, 可能是受海水蚀变作用的影响。Ce/Zr、Zr/Nb、Zr/Y和 Ti/Y 的比值分别为 0.10～0.13、11.1～43.4、1.83～2.22、204～228, 平均值为 0.12、26.5、2.06、220, 与典型洋中脊玄武岩对应值(0.1、31.8、2.03、199)较为相似。

4 讨 论

4.1 构造背景

流体活泼元素Rb、K、Ba、Sr等, 在变质和蚀变过程中受风化作用影响较大; 微量元素Nb、Ta、Zr、Hf和Y属于非活动性元素, 其含量一般不会因为风化、蚀变和一定的交代作用而改变。而且, 其含量不因地幔岩石的部分熔融程度和玄武质岩浆的分离结晶程度而变化(李昌年, 1992; Janney and Castillo,1996)。

勤得利地区变玄武岩具有 E-MORB型 REE配分模式, 但微量元素亏损Nb、Ta, 又与E-MORB不同, 推测其形成环境可能为大洋中脊(MOR)或消减带/俯冲带(SSZ), 但样品的 TiO2含量较低(0.74%～0.79%), 与典型的 MORB不同(TiO2含量多数大于1.55%; Sun, 1980; Pearce, 1983; Pearce et al., 1984;杨经绥等, 2012), 因此认为其形成的构造背景更可能是消减带或俯冲带(SSZ)。

东方红变玄武岩具有N-MORB型REE配分模式, 且(La/Yb)N、(La/Sm)N值都接近N-MORB, 微量元素富集大离子亲石元素Rb、Sr富集也可能与海水的蚀变有关, 其形成的构造背景可能是大洋中脊(MOR)。

4.2 跃进山杂岩的岩石组合及形成时代

跃进山杂岩的岩石类型主要为呈构造透镜体状的变玄武岩, 部分可见典型的枕状构造, 硅质岩、片理化泥岩和片岩伴生, 属于典型具有蛇绿混杂岩性质的增生杂岩。本文研究的变玄武岩与硅质岩、片理化泥岩和片岩相伴产出, 属于典型的增生杂岩。其中晚古生代变玄武岩的年龄尚未有人报道, 本文所测定的勤得利地区的两个变玄武岩(15HLJ46,15YF01)锆石多呈自形-半自形晶, Th/U比值为0.32～1.28, CL图像(图 4)显示出典型岩浆锆石特征,所获得的年龄代表了岩体的形成时代。定年结果表明, 勤得利地区两个变玄武岩最小年龄的加权平均年龄分别为270±2 Ma和279±4 Ma, 两件样品年龄值误差范围内基本相同, 代表了勤得利地区变玄武岩的成岩年龄。东方红地区变玄武岩样品(15HLJ58)与勤得利地区类似, 锆石多呈自形-半自形, Th/U比值为 0.34～0.91, 因此它们为岩浆成因锆石, 定年结果表明, 东方红变玄武岩的最小年龄的加权平均年龄为277±2 Ma, 代表变玄武岩原岩的形成时代。综合勤得利地区与东方红地区的变玄武岩测年结果,跃进山杂岩中变玄武岩的原岩形成于 270±2 Ma～279±4 Ma, 对应时代为早二叠世。

4.3 缝合带位置

有关佳木斯地块与东部那丹哈达地体之间的板块缝合线的位置一直争论较多。多数学者认为同江断裂为佳木斯地块与东部那丹哈达地体之间的缝合线(黑龙江省地矿局, 1993); 也有学者认为该缝合线应位于跃进山断裂附近(张凤旭等, 2010; 张国宾,2014)。

区域地质资料表明, 佳木斯地块与那丹哈达地体具有完全不同的地质演化特征。佳木斯地块以麻山群为变质基底(Wilde et al., 2000; 吴福元等, 2001),泥盆系石英砂岩不整合于麻山群变质基底之上(董策, 2013)。而那丹哈达地体为太平洋板块俯冲增生杂岩, 构造上处于锡霍特-阿林地体东南缘, 主要以发育近南北向展布的中生代地层和铁镁质-超铁镁质岩石及大面积出露的中生代花岗岩体为特征, 而跃进山杂岩位于那丹哈达增生杂岩的增生前锋位置,发育典型的增生杂岩组合(田东江等, 2006; 毕君辉,2014)。在宝清五九七连(董策, 2013)、富锦地区(付秋林, 2016)均有麻山群出露。野外调查发现, 东方红地区、富锦以东的长春岭地区、勤得利地区均有与跃进山杂岩相同或者类似的增生杂岩组合不连续出露。分割佳木斯地块与那丹哈达地体的板块缝合线应该位于两者之间, 作者将缝合线位置厘定为勤得利-二龙山-尖山子乡一线(图2a)。

4.4 构造意义

跃进山变质带为构造混杂岩带, 由不同时代、不同成因和不同构造背景的岩石构造混杂而成。本文测得的变玄武岩应属于较早的一次古洋壳俯冲事件; 在早中生代, 此区域转为古太平洋板块控制,再次发生洋壳增生与弧陆碰撞。郭冶(2016)测得长英质糜棱岩最小年龄为223 Ma, 其中玄武岩岩块年龄为232 Ma, 结合Rb-Sr等时线年龄188±4 Ma(杨金中等, 1998), 基本可以确定古太平洋板块第一次俯冲开始于210 Ma, 结束于180 Ma(Zhou et al., 2014)。东侧饶河杂岩在晚中生代前后就位(张兴洲和马志红, 2010), 在此之后太平洋板块的俯冲持续影响此地区直到始新世(王智慧等, 2016)。

佳木斯地块东缘早二叠世岩浆岩广泛分布, 如于介江等(2013)对同江地区六连岩体中的辉长岩进行年代学测试, 显示结果为 278±2 Ma, 孟恩等(2008)在二龙山地区测得玄武安山岩年龄为293±2 Ma, 同时, 也有学者报道铁西岩体中闪长岩年龄为296±2 Ma(Yang et al., 2015)。这些岩石均具有火山弧的特征,显示佳木斯地块东缘晚古生代存在以俯冲为特征的大地构造背景。然而对于佳木斯地块东缘晚古生代转为活动大陆边缘的动力学机制, 目前仍存在较大争议, 部分学者根据佳木斯地块东缘广泛分布的二叠纪火山岩以及东方红地区出露的二叠纪辉长岩推断古太平洋板块在晚古生代向西俯冲(彭玉鲸和陈跃军, 2007; Sun et al., 2015; Bi et al., 2015); 部分学者认为古太平洋板块俯冲于中生代开始, 上述岩浆岩应为古亚洲洋的一部分(郭锋, 2016), 这一期构造事件来源于兴凯地块向佳木斯地块的俯冲过程(孟恩等, 2008; 许文良等, 2012); 也有学者认为可能与蒙古-鄂霍茨克构造带的活动有关(周建波未发表资料)。作者认为上述三种解释均存在一定的缺陷: (1)东北地区众多微陆块在晚三叠世-早侏罗世才拼合成欧亚大陆, 而古太平洋板块的俯冲应在东北各陆块拼合之后(Zhou and Wilde, 2013; 郭锋, 2016); (2)介于佳木斯地块与兴凯地块之间的敦密断裂为中生代走滑断层而不具有缝合带性质(Xu et al., 1987), 佳木斯与兴凯地块可能为统一的微陆块(Wilde et al.,2000, 2003); (3)蒙古-鄂霍茨克洋早期作为古太平洋板块的一部分(Tomurtogoo et al., 2005; Li, 2006;Lehmann et al., 2010; Van der Voo et al., 2015), 在晚古生代-早中生代时期对此区域的影响尚不明确(陈炳蔚和陈廷愚, 2007; Lehmann et al., 2010; Donskaya et al., 2013; Van der Voo et al., 2015; Tang et al.,2016)。详细的岩浆作用和动力学过程尚需要进一步工作和证实。

限于目前的研究程度并结合已有的古大陆重建工作(Veevers, 2013), 我们认为泛大洋(Pan thalassic Ocean)俯冲的可能性更大。资料显示, 古生代期间, 我国主要陆块(华北、扬子和东北陆块群)等均被泛大洋所环绕, 因此可能形成与俯冲相关的岩浆作用。

作为庭院设计中的一种常见形式，水景具有独特作用[21].水景设计应该和庭院的植物配置、公共空间场所进行有机结合，从而更好地烘托出整个庭院的设计意境.人们比较向往有水的地方，但是能够拥有自然水景的小区很少，所以才在有限的平面布局中创造水体.北方城市水体受区位因素影响，更要注重综合考虑气候环境因子的作用，合理规划适量的小水面，融合不同的景观要素，以展现北方水景的独特形态[22].

5 结 论

郭锋. 2016. 太平洋板块俯冲在东北亚大陆边缘的地质记录述评. 矿物岩石地球化学通报, 35(6): 1082-1089.

(2) 跃进山杂岩北部勤得利地区的变玄武岩应形成于消减带或俯冲带上(SSZ型), 而南部东方红地区变玄武岩岩石地球化学类型为N-MORB型, 形成于大洋中脊(MOR)环境, 其与硅质岩和辉长岩等共存, 具有典型的蛇绿混杂岩特征。

(3) 分割佳木斯地块与那丹哈达地体的板块缝合线应位于勤得利-二龙山-尖山子乡一线, 而非前人认为的同江断裂或跃进山断裂。

(4) 佳木斯地块东缘晚二叠世存在活动大陆边缘的构造背景。我们认为其与泛大洋的俯冲有关,而非前人认为的古太平洋西向俯冲, 或者佳木斯地块与兴凯地块的俯冲碰撞导致。

参考文献(References):

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生成对抗网络（generative adversarial nets，GAN）是深度学习模型的一种，Goodfellow等[2]同时训练两个模型：一个生成模型G和一个判别模型D，其中生成模型是一个编码-解码网络，它试图在给定的图像上合成假图像以欺骗判别模型。而判别模型则试图通过与相应的目标图像进行比较来识别假图像。

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皇上说，这事啊，我问过秀容元帅。秀容元帅说，他跟老母亲提过，老母亲说，她不想到京城，那里不自在。秀容元帅劝过几次，见母亲执意不肯，也就不敢再劝了。

基于JavaScript、html5技术和WebServers服务的WebGIS框架，分为前台表现层、后台中间层和后台数据层，是对传统经典三层架构（包括表现层、业务逻辑层和数据层）的扩展和细化，通过封装非业务公共功能模块形成通用类库，使得开发人员可以直接调用某一个类库来实现某项功能，提高企业级 WebGIS应用系统开发的效率（图10）。

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在暖通空调设计中，图纸绘制是重要的流程。在图纸绘制过程中，设计人员通常要将暖通空调系统中的水泵和空调机组运行图进行绘制，在该过程中应用BIM技术，可以从BIM技术软件的数据库中直接调用与空调暖通设计各参数与性能相匹配的原件，提高工作效率。此外，在图纸设计期间，设计人员可以利用BIM技术根据不同的设计需求调整设计模型，使设计更加科学合理。此外，应用BIM技术可以详细查看设计模型的任意剖面，从而及时发现设计中的问题，减少了施工期间的设计变更。

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北京高考理科数学压轴题向来以创新和难度著称，一直引起广大师生的关注.一方面，这些问题对考生的阅读理解、抽象概括、自主探究和推理论证能力都有很高的要求([6]).另一方面，这些问题“背景新颖，内涵丰富，解题方法质朴，思想背景深刻”([9])，对优秀考生具有很好的选拔功能，同时也为中学数学教学指明了方向.毫无疑问，这些题目对学生而言是非常宝贵的学习资料，但因其难度较大，不适合在普通课堂上讲解.我们在高二数学小组上以近年来的北京高考压轴题为主题进行了一个学期的教学实践，期间遇到了一些教学困难，也取得了部分成效.本文中我们就此做一次总结，与大家分享我们的经验和收获.

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由于丹江流域常年室外温度大多时候都在30 ℃左右，因此，本节对试样进行30 ℃养护，研究高温养护条件下胶凝材料的固铅效率。高温养护时胶凝材料固铅试样的浸出结果见表3。

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