中國東北地區(qū)的構(gòu)造格局與演化：從500Ma到180Ma

周建波，曾維順，曹嘉麟，韓杰，郭曉丹

吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，長春 130061

中國東北地區(qū)的構(gòu)造格局與演化：從500Ma到180Ma

周建波，曾維順，曹嘉麟，韓杰，郭曉丹

吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，長春 130061

中國東北變質(zhì)基底為由含矽線石榴片麻巖、角閃斜長片麻巖、石墨大理巖和各種長英質(zhì)片麻巖組成的孔茲巖系。采自額爾古納、興安、佳木斯和興凱地塊的矽線石榴片麻巖樣品的鋯石U－Pb測年均指示高級(jí)變質(zhì)發(fā)生在500Ma左右。來自松遼地塊古生代沉積物碎屑鋯石的證據(jù)也表明約500Ma構(gòu)造巖漿事件的存在?？缭秸麄€(gè)中國東北不同地塊的泛非期高級(jí)變質(zhì)巖形成了超過1 300km北西向展布的晚泛非期“中國東北孔茲巖帶”，以順時(shí)針p／T軌跡的孔茲巖帶與同期巖漿雜巖共同構(gòu)成了一巨型的約500Ma前后的造山帶，筆者這里命名為“中國東北早古生代造山帶”。這證明了中國東北各地塊在500Ma之前已經(jīng)拼合，并與西伯利亞克拉通具有構(gòu)造親緣性，曾是晚泛非期（500Ma）西伯利亞南緣Sayang－Baikal造山帶的組成部分。450Ma之后，已經(jīng)拼合的中國東北地塊群從西伯利亞裂解，向南朝現(xiàn)今的中國東北漂移；230Ma前后，東北地塊群沿索倫—西拉沐倫—長春縫合帶與華北板塊碰撞；210～180Ma，由于太平洋板塊的俯沖導(dǎo)致佳木斯地塊與西部松遼地塊最終拼貼，沿佳木斯—興凱地塊西緣和南緣形成一弧形高壓帶（包括佳木斯—興凱地塊西緣黑龍江藍(lán)片巖帶和佳木斯—興凱地塊南緣長春—延吉帶），這里簡稱“吉林—黑龍江高壓變質(zhì)帶”，之后東北地區(qū)進(jìn)入了環(huán)太平洋構(gòu)造域演化階段并持續(xù)至今。

中國東北早古生代造山帶；索倫—西拉沐倫—長春縫合帶；吉黑高壓變質(zhì)帶；東北復(fù)合地塊；大地構(gòu)造學(xué)

0 引言

中國東北及其鄰近地區(qū)，包括俄羅斯遠(yuǎn)東地區(qū)，傳統(tǒng)上被認(rèn)為是中亞造山帶的最東端，位于華北板塊和西伯利亞板塊之間［1－8］（圖1）。東北地區(qū)則主體夾持于西伯利亞板塊和華北板塊之間，東部為被環(huán)太平洋增生帶包圍的一系列拼貼而成的微陸塊［8－14］。東北地區(qū)大地構(gòu)造格局自東向西包括完達(dá)山增生雜巖帶、佳木斯—興凱地塊、中部的興安和松遼地塊以及西部額爾古納地塊，分割這些地塊的邊界斷裂分別為俄羅斯遠(yuǎn)東（Primoria）斷裂、黑龍江—延吉斷裂，賀根山—黑河斷裂、新林—喜貴圖斷裂以及索倫—西拉沐倫—長春斷裂［12，15－17］（圖1）。

前人曾針對該區(qū)進(jìn)行了包括構(gòu)造劃分和演化，沉積學(xué)，巖漿活動(dòng)，構(gòu)造變形，古生物地理學(xué)，古地磁學(xué)等多方面的研究［3－5，13，14－21］。然而，直到目前尚有許多重要地質(zhì)問題相互矛盾，需要進(jìn)一步認(rèn)識(shí)和提高認(rèn)識(shí)水平。本文重點(diǎn)關(guān)注4個(gè)重大地質(zhì)問題：1）中國東北的泛非期變質(zhì)－巖漿事件的存在標(biāo)志和證據(jù)；2）華北板塊和西伯利亞板塊的碰撞時(shí)間和縫合線位置；3）吉黑高壓帶的形成及其與太平洋板塊俯沖的關(guān)系；4）中國東北及鄰近地區(qū)地殼增生與構(gòu)造演化特征。上述地質(zhì)問題的提出和初步研究成果，對中國東北的構(gòu)造背景、中亞造山帶的構(gòu)造演化和環(huán)太平洋帶疊加轉(zhuǎn)換的關(guān)系等均具有重要的意義。

1 中國東北的泛非期構(gòu)造－巖漿事件

1.1 佳木斯—興凱地塊

佳木斯地塊是中亞造山帶在中國東北的一個(gè)重要構(gòu)造單元［3］，東部延伸至那丹哈達(dá)地帶，西南被牡丹江縫合帶截?cái)?，南部為索倫—西拉沐倫—長春縫合帶。興凱地塊曾被普遍認(rèn)為其北部延伸至我國東北的佳木斯地區(qū)，并繼續(xù)北延到俄羅斯的布列亞地塊，簡稱為興凱—佳木斯—布列亞地塊［1，4，22］。然而，Shao等［23］和 Ren等［5］曾認(rèn)為興凱板塊是外來地體，與華南板塊有密切的關(guān)系［24－25］。Oh 等［26］和Ishiwatari［27］進(jìn)一步闡述了這一觀點(diǎn)，認(rèn)為秦嶺—大別—蘇魯高壓—超高壓帶穿過朝鮮半島延伸至中國東北的延吉地區(qū)。上述論述意味著興凱地塊是華南板塊的組成部分。

佳木斯地塊主要包含4個(gè)巖石組合：1）麻山群，是在早古生代（約500Ma）產(chǎn)生的變質(zhì)的麻粒巖相［28－29］；2）變形的早古生代花崗巖，也遭受了泛非期變質(zhì)作用的改造［8－9，13，30－31］；3）未變形二疊紀(jì)花崗巖［28］；4）黑龍江雜巖，為以藍(lán)片巖為標(biāo)志的增生雜巖，并在晚三疊世—早侏羅世發(fā)生綠簾－藍(lán)片巖相變質(zhì)［14］。麻山群主體由一順時(shí)針p／T軌跡的孔茲巖系變質(zhì)沉積巖組成［32－33］，p／T軌跡溫度峰值可達(dá)850℃、壓力達(dá)到0.74GPa的麻粒巖相［32］。但是在佳木斯地塊北部（圖1，2），只達(dá)到0.6～0.7 GPa和500～550℃的角閃巖相［22］。麻山群最早被認(rèn)為是在早太古代形成的，但SHRIMP鋯石U－Pb年齡表明，最古老的原巖是在中元古代，而復(fù)雜變質(zhì)作用發(fā)生在早古生代（約500Ma）［28－29］。

圖1 東北及俄羅斯遠(yuǎn)東地區(qū)構(gòu)造地質(zhì)單元?jiǎng)澐趾唸D（據(jù)文獻(xiàn)［14］修改）Fig.1 Tectonic sub－divisions of Northeast China and Far East Russia（modified from reference［14］）

興凱地塊被認(rèn)為是由一個(gè)前寒武紀(jì)變質(zhì)基底組成，被古生代到中生代的碳酸鹽巖、碎屑巖以及火山巖覆蓋［2，23，35－38］。在中國地區(qū)的興凱地塊只有3個(gè)小部分（圖2），其中最東部的出露點(diǎn)位于虎頭地區(qū)。區(qū)域地質(zhì)圖［39］上呈現(xiàn)出向西變質(zhì)程度不斷降低的麻粒巖相－角閃巖相的變質(zhì)?；㈩^地區(qū)的巖石形成一個(gè)高級(jí)變質(zhì)帶，圍繞興凱湖，位于中國東北和俄羅斯遠(yuǎn)東地區(qū)的邊界。這些巖石已被視為構(gòu)成地質(zhì)圖中麻山“群”的一部分，被認(rèn)為形成在晚太古代［39－40］，但沒有進(jìn)行進(jìn)一步的年代學(xué)工作。

最新研究的數(shù)據(jù)［15－16，34］表明，興凱地塊由矽線堇青片麻巖、碳酸鹽巖、長英質(zhì)片麻巖組成，為典型孔茲巖系。采自虎頭雜巖的矽線石榴片麻巖的變質(zhì)邊部鋯石平均加權(quán)206Pb／238U年齡為（490±4）Ma，而該樣品的核部巖漿鋯石206Pb／238U加權(quán)平均年齡為610～934Ma。虎頭雜巖中石榴花崗片麻巖的巖漿鋯石平均加權(quán)206Pb／238U年齡為522Ma和（515±8）Ma，然而鋯石中變質(zhì)邊緣記錄的206Pb／238U年齡為510～500Ma［15－16］。這些年齡與來自佳木斯地塊的石榴片麻巖相似［28］。

圖2 中國東北早古生代造山帶分布簡圖（據(jù)文獻(xiàn)［34］修改）Fig.2 Simplified geological map of part of NE China，showing the distribution of the NE China khondalite belt and NE China Early－Paleozoic orogen（modified from reference［34］）

筆者最近研究的該區(qū)變質(zhì)和碎屑鋯石年齡數(shù)據(jù)已分別列于圖3。其中圖3a中包括佳木斯地塊的麻山群和興凱地塊的虎頭雜巖樣品共186次分析。這些數(shù)據(jù)基本是諧和年齡，年齡區(qū)間為480～1 800 Ma（圖3a）。其中101次鋯石的分析結(jié)果分布在500Ma左右，得到的加權(quán)平均年齡206Pb／238U為（500±3）Ma（MSWD＝0.31）。這些數(shù)據(jù)顯示2個(gè)地塊的高級(jí)變質(zhì)都發(fā)生在這個(gè)時(shí)間。85個(gè)較老的數(shù)據(jù)介于520～1 800Ma，峰值為695Ma。這些變質(zhì)鋯石數(shù)據(jù)表明，興凱地塊中的虎頭雜巖記錄了明確的早古生代巖漿和變質(zhì)事件，并與西部佳木斯地塊麻山群的年齡相吻合。來自興凱地塊矽線石榴片麻巖中較老的核部鋯石年齡證明其原巖形成于新元古代，與佳木斯地塊的麻山群基本相同［29］。這些數(shù)據(jù)證實(shí)，興凱地塊與毗鄰佳木斯地塊具有明顯的構(gòu)造親緣性，而與華南板塊沒有明顯的親緣關(guān)系。

1.2 松遼地塊

松遼地塊位于中國東北的中部（圖1，2），區(qū)域范圍包括賀根山—黑河斷裂以東、黑龍江高壓藍(lán)片巖帶以西、西拉沐倫河—長春縫合線以北的廣大地區(qū)，并具體劃分為中部的松遼盆地，東北部的小興安嶺和東部的張廣才嶺等。

松遼盆地分布面積約26萬km2，是中國最重要的儲(chǔ)油盆地。根據(jù)來自許多鉆孔的資料，松遼盆地的基底主要由花崗巖、片麻巖和古生代沉積地層（包括砂巖，石灰?guī)r，千枚巖，板巖和變質(zhì)巖）組成。目前一種觀點(diǎn)認(rèn)為，松遼地塊存在前寒武紀(jì)變質(zhì)基底，由于數(shù)據(jù)顯示分布在松遼盆地南部的3個(gè)變形花崗巖（片麻巖）樣品（鉆孔樣品）的鋯石U－Pb測年結(jié)果約1.8Ga［41－42］，證明了該地塊應(yīng)存在前寒武紀(jì)變質(zhì)基底［41］。然而，Wu 等［30，43］認(rèn)為松遼地塊，包括松遼盆地、張廣才嶺和小興安嶺是一個(gè)年輕的造山帶。同時(shí)由于上述采自松遼地塊南部的前寒武紀(jì)樣品多分布在西拉沐倫河—長春斷裂附近，因此對這些樣品是來自華北板塊還是松遼地塊本身還存在較大爭議［30，43］。

圖3 佳木斯—興凱地塊變質(zhì)基底SHRIMP鋯石U－Pb年齡（據(jù)文獻(xiàn)［16，28－29，34］修改）Fig.3 SHRIMP zircon U－Pb ages from the Mashan and Hutou complexes in the Jiamusi－Khanka block

幸運(yùn)的是，在松遼地塊北部出露有變質(zhì)基底巖石（圖2），主要為高級(jí)變質(zhì)片麻巖和古生代地層（包括寒武—泥盆系和石炭—二疊系的巖石）。其中變質(zhì)沉積巖由云母片巖、千枚巖、板巖、石英巖和變質(zhì)砂巖組成，與松遼盆地下部鉆孔資料所獲得的巖性相似［30，43］。筆者將來自松遼地塊北部鐵力地區(qū)變質(zhì)沉積巖的4個(gè)樣品的年齡區(qū)間（501～2 690Ma）分為4組：2 071～2 690Ma，峰值為2 585Ma；1 776～1 997Ma，峰值為1 890Ma；719～991Ma，峰值為800Ma；501～592Ma，峰值為515Ma［44］（圖4）。其中年齡為501～592Ma的鋯石占絕對優(yōu)勢，其515Ma的峰值年齡與佳木斯地塊麻山群獲得的鋯石年齡相一致［28－29］。最近，更多來自張廣才嶺的約500Ma年齡被報(bào)道出來［45－48］。Liu 等［45］認(rèn)為伊春地區(qū)的花崗閃長巖、花崗片麻巖LA－ICPMS鋯石年齡為（508±15）Ma；來自鐵力地區(qū)的花崗閃長巖、花崗巖的年齡（499±1）Ma；張廣才嶺東部伊春的堿長花崗巖年齡（471±3）Ma。這些松遼地塊的數(shù)據(jù)與中亞造山帶其他地區(qū)以及中國東北其他地塊所得到的年齡相一致［43－44，46－47］。但是，松遼地塊的高級(jí)變質(zhì)時(shí)代還有待被確定。

圖4 松遼地塊鐵力地區(qū)變質(zhì)基底的LA－ICPMS鋯石UPb年齡（據(jù)文獻(xiàn)［44］修改）Fig.4 LA－ICPMS zircon U－Pb ages from the Tieli basement rocks in the Songliao block

1.3 興安地塊

興安地塊位于賀根山—黑河斷裂以西、新林—喜貴圖斷裂北東、西拉沐倫河—長春縫合帶以北的楔形區(qū)域 （圖1，2）。興安地塊巖石主要包括4個(gè)系列：“興華渡口群”變質(zhì)雜巖（興華渡口雜巖），早古生代輝長巖和花崗巖，古生代地層以及中生代、新生代地層和火山巖［30，39，49－53］。興華渡口雜巖由矽線石片麻巖、大理巖、長英質(zhì)片麻巖、角閃巖組成，在傳統(tǒng)上被認(rèn)為是晚太古代到古元古代、高綠片巖相—高角閃巖相的變質(zhì)巖［39，54－55］。但最近SHRIMP測年表明，興華渡口雜巖的斜長角閃片巖的年齡為（506±10）～（547±46）Ma［56］，石英片巖碎屑鋯石年齡為1.0～1.2，1.6～1.8和2.5～2.6Ga［56－57］?；◢弾r類包括遭受強(qiáng)烈變形的花崗巖類年齡為460～500Ma，與興華渡口雜巖的變質(zhì)有關(guān)［43，49－50，53，58］。另外還存在大量的未變形的中生代花崗巖［30，51－52］，分布在整個(gè)地區(qū)。

根據(jù)最近的研究成果，興華渡口雜巖是由矽線石榴片麻巖、角閃斜長片麻巖、大理巖和長英質(zhì)片巖組成的孔茲巖系，變質(zhì)程度可達(dá)高角閃巖—麻粒巖相［59］。矽線石榴片麻巖樣品LA－ICPMS碎屑鋯石U－Pb測年得到的加權(quán)平均年齡為（494±2）Ma（MSWD＝0.06）。這些鋯石的 Th／U值為0.01，表明它們記錄了高級(jí)變質(zhì)的年齡。其他來自興安地塊變質(zhì)基底的角閃斜長片麻巖、長英質(zhì)片巖的鋯石UPb年齡區(qū)間為（493±6）～（2 800±18）Ma［59］（圖5）。27次分析得到的加權(quán)平均206Pb／238U年齡為（494±1）Ma（MSWD＝0.48）。其他74次分析得到的年齡為620～1 000Ma，峰值年齡為770和950 Ma。另外7顆鋯石的207Pb／206Pb諧和年齡為（1 496±23）～（2 791±18）Ma。這些鋯石具有高的Th／U值（0.37～1.1），證明它們具有巖漿成因。上述結(jié)果證明了松遼地塊變質(zhì)基底的高級(jí)變質(zhì)作用發(fā)生在（494±2）Ma，與佳木斯—興凱地塊孔茲巖系所記錄的時(shí)間相同。而碎屑鋯石的年齡為（620±11）～（2 791±18）Ma，表明興安地塊的原巖應(yīng)為新元古代。

1.4 額爾古納地塊

額爾古納地塊西鄰蒙古—鄂霍茨克洋構(gòu)造帶（圖1，2），以新林—喜貴圖斷裂與興安地塊分割。一些學(xué)者認(rèn)為額爾古納地塊與中蒙古地塊和圖瓦地塊相連［60］，但并沒有相關(guān)的地質(zhì)證據(jù)支持。

由于中生代花崗巖和火山巖廣泛分布，前寒武紀(jì)變質(zhì)基底巖石在額爾古納地塊主要出露于最北部的北極村和漠河之間，南部的紅旗林場—滿歸一帶［39］（圖2）。這2個(gè)地區(qū)在傳統(tǒng)上被列為“興華渡口群”的一部分［39，54］。由于額爾古納地塊與興安地塊分屬于不同的構(gòu)造單元，因此筆者將額爾古納地塊的變質(zhì)基底重新命名為漠河雜巖［61］，進(jìn)而區(qū)別于興安地塊的興華渡口雜巖。

圖5 興安地塊興華渡口雜巖的LA－ICPMS鋯石U－Pb年齡（據(jù)文獻(xiàn)［59］修改）Fig.5 LA－ICPMS zircon U－Pb data from the Xinghuadukou complex in the Xing’an block

額爾古納地塊的變質(zhì)基底巖石主要由矽線石榴片麻巖、角閃斜長片麻巖、黑云斜長片麻巖以及碳酸鹽巖組成［39，54－55］，并伴有同期變形花崗質(zhì)巖石的侵入。這些巖石組合應(yīng)為孔茲巖系，并與佳木斯—興凱地塊出露的麻山群和興安地塊的興華渡口雜巖一致［15－16］。最近對額爾古納地塊基底巖石的100粒鋯石進(jìn)行了119次分析［61］（圖6）。70個(gè)數(shù)據(jù)點(diǎn)鋯石邊部的數(shù)據(jù)基本是諧和的 （圖6a），得到的加權(quán)平均206Pb／238U年齡為（495±1）Ma （MSWD＝0.045）。這些數(shù)據(jù)的 Th／U較低，約0.01，表明這些年齡記錄了高級(jí)變質(zhì)作用的年齡。其他47次分析的206Pb／238U年齡為660～830Ma［61］，另外2個(gè)更老的年齡分別為1 020和1 373Ma。這些較老的年齡數(shù)據(jù)來自鋯石核部，具有輕微的震蕩環(huán)帶，相對低的 U、Th含量和較高的 Th／U值（0.29～0.46［61］），是典型的巖漿鋯石。這表明660～1 373Ma的年齡限定了這些孔茲巖的原巖，這些結(jié)果揭示了其原巖形成于新元古代，最年輕的核心鋯石年齡為（608±8）Ma確定了沉積年齡的下限，表明漠河雜巖的形成時(shí)代不是前人認(rèn)為的太古宙—早元古代。高級(jí)變質(zhì)年齡（495±1）Ma與興安地塊和佳木斯地塊東部得到的年齡相似。

1.5 中亞造山帶的晚泛非期事件

佳木斯地塊的麻山群和興凱地塊的虎頭雜巖的鋯石 U－Pb年齡基本上可以分為3組［15，28－29，31，62］（圖7a）：480～500Ma，峰期年齡約為502Ma，記錄了麻粒巖相變質(zhì)事件；510～550Ma，峰期年齡為530 Ma，為變形花崗巖的原巖年齡；610～1 800Ma，指示了碎屑物源區(qū)主要來自于新元古代碎屑鋯石的年齡，并有少量的晚太古代源區(qū)。

圖6 額爾古納地塊漠河雜巖的LA－ICPMS鋯石U－Pb年齡（據(jù)文獻(xiàn)［61］修改）Fig.6 LA－ICPMS zircon U－Pb data from the Mohe complex in the Erguna block

興安地塊的興華渡口雜巖的鋯石年齡基本上也可分為3組（圖7b）：480～500Ma，峰期年齡約為494Ma，該年齡記錄了高級(jí)變質(zhì)事件；530～570 Ma，峰期年齡為550Ma和660～970Ma，峰期年齡770Ma，被解釋為興華渡口雜巖的原巖年齡主要為新元古代。

額爾古納地塊的漠河雜巖的鋯石U－Pb年齡基本上可歸為2組［61］（圖7c）：480～499Ma，峰期年齡約為495Ma，記錄了高級(jí)變質(zhì)作用；615～850Ma和2個(gè)峰期年齡654和787Ma，分別為漠河雜巖的原巖年齡和碎屑巖漿巖年齡，并且證明源區(qū)也以新元古代源區(qū)為主。

圖7 東北地區(qū)變質(zhì)基底及其西伯利亞南緣貝加爾造山帶的鋯石年齡頻譜圖（據(jù)文獻(xiàn)［34］修改）Fig.7 Relative probability plot of basement rocks in NE China compared with zircon ages from the Sayang－Baikal region of Russia（modified from reference［34］）

此外，松遼地塊北部的變質(zhì)基底巖石的鋯石UPb年齡和松遼盆地基底巖石非常相似。鐵力地區(qū)4個(gè)古生代變質(zhì)沉積巖樣品的碎屑鋯石U－Pb年齡為501～2 690Ma，主要集中在501～592Ma，峰期變質(zhì)年齡為515Ma［44］。松遼地塊大量的晚泛非期鋯石年齡，連同約為500Ma的張廣才嶺巖漿活動(dòng)年齡［45］，暗示了中國東北中亞造山帶的所有地塊都曾經(jīng)歷過早古生代構(gòu)造事件［44］。這些結(jié)果證實(shí)，額爾古納、大興安嶺、興凱和佳木斯地塊，和可能的松遼地塊，經(jīng)歷了相同的構(gòu)造演化，因此應(yīng)被視為同一個(gè)變質(zhì)帶，橫跨中國東北1 300km，名為“中國東北地區(qū)孔茲巖帶”［34，59］。

資料顯示，泛非期巖漿作用在東北地區(qū)廣泛分布，并可大致分為2期：510～550Ma的石榴花崗片麻巖和500～460Ma的塊狀花崗巖侵入體。其中510～550Ma的石榴花崗片麻巖主要分布在佳木斯、興安和興凱地塊，在虎頭地區(qū)的2件石榴花崗片麻巖樣品的巖漿鋯石加權(quán)平均206Pb／238U年齡為522Ma和（515±8）Ma，然而鋯石中變質(zhì)邊緣記錄的206Pb／238U年齡為510～500Ma。因此，這些片麻巖類遭受了約500Ma變質(zhì)事件的改造［16，31，62］。500～460Ma的塊狀花崗巖侵入體主要分布在松遼、興安和額爾古納地塊中，其巖石類型以花崗巖為主，并以漠河花崗巖體［53］、塔河輝長巖體和多寶山巖體［49－50］以及松遼地塊東緣小興安嶺—張廣才嶺地區(qū)的集嶺、東風(fēng)山和湯旺河巖體［45］為代表。值得提出的是與泛非期構(gòu)造事件年齡相關(guān)的巖漿事件年齡在松遼地塊逐漸被揭示［43］。如 Liu［45］報(bào)道了一些關(guān)于張廣才嶺地區(qū)約500Ma的巖漿巖年齡：伊春二長花崗巖的LA－ICP MS鋯石年齡為（508±15）Ma；在鐵力花崗閃長巖的年齡為（499±1）Ma以及伊春東部堿長花崗巖的年齡為（471±3）Ma。由老到新，這3類花崗巖組合的依次出現(xiàn)反映了同碰撞－碰撞后伸展的構(gòu)造演化特點(diǎn)［45］。大興安嶺地區(qū)的泛非期花崗巖多屬于Ⅰ型花崗巖，鋯石的LA－ICPMS U－Pb年代學(xué)研究表明，其時(shí)代為500～460Ma［49－50，53］。 結(jié)合本區(qū)其他早古生代花崗巖體的鋯石U－Pb年齡，限定了東北地區(qū)早古生代花崗巖漿活動(dòng)的時(shí)限分為510～550Ma和460～500Ma兩期。其中：前者多遭受了造山期高級(jí)變質(zhì)作用的改造，而后者多為同碰撞－碰撞后伸展構(gòu)造的產(chǎn)物。因此，以早古生代巖漿巖和順時(shí)針p／T軌跡的同期孔茲巖帶共同構(gòu)成了一巨型的約500Ma前后的造山帶，這里命名為“中國東北早古生代造山帶”。

晚泛非期的高級(jí)變質(zhì)作用發(fā)生在沿西伯利亞克拉通南緣＞1 000km 的帶上［63－64］。事實(shí)上，貝加爾帶的年齡與額爾古納相比具有明顯的相似性（圖2），包括：Derba地體（498±5）Ma［65］和 Kioykin地體（473±3）Ma［66］。近期研究表明，Gladkochub等［67］認(rèn)為Olkhon地塊中的2個(gè)麻粒巖鋯石記錄了變質(zhì)年齡為（498±7）和（507±8）Ma，主要發(fā)生時(shí)間約為500Ma。Gladkochub等［67］也從Olhkon地體的碎屑鋯石核部得到了535～2 750Ma的早古生代變質(zhì)年齡。一些貝加爾帶高質(zhì)量的數(shù)據(jù)（圖7d）表明，其具有和東北地區(qū) （圖7）相同的變質(zhì)基底年齡信息。

2 華北板塊和西伯利亞克拉通的板塊邊界和縫合時(shí)代

2.1 縫合帶位置的確定

中國北部和西伯利亞克拉通之間的縫合帶閉合的位置和時(shí)間至今仍是有爭議的：邵濟(jì)安［35］，Tang［10］和 Nozaka［68］認(rèn)為，賀根山蛇綠巖帶是內(nèi)蒙古東北部索倫山縫合帶的向東延伸；曹從周等［69］進(jìn)一步擴(kuò)展變成通過黑河呈北東向延伸；?eng?r和Natal’in［4］認(rèn)為縫合帶向北延伸穿過布列亞—佳木斯和額爾古納地塊之間的區(qū)域，并且同樣命名為“索倫縫合帶”，是滿洲型造山帶和阿爾泰型造山帶的構(gòu)造邊界；Xiao［70－71］提出了“增生楔碰撞模型”來解釋古亞洲洋東部的構(gòu)造演化，認(rèn)為西伯利亞和華北克拉通的增生楔是沿著索倫—賀根山縫合帶碰撞的，并得到進(jìn)一步的 Sr－Nd－Pb同位素填圖證實(shí)［21］；Li［8］認(rèn)為縫合帶自西拉沐倫河斷裂向東延伸通過吉林省中部至延吉地區(qū)，并且縫合帶的兩側(cè)都是含有火山島弧巖和深成巖體的活動(dòng)大陸邊緣。位于華北板塊和西伯利亞克拉通之間的縫合線位置歷來受到地質(zhì)學(xué)家們的廣泛關(guān)注［4，8，10，35，70－72］，但是由于基底巖石缺乏較好的年代學(xué)數(shù)據(jù)，東北地區(qū)各地塊的性質(zhì)仍然不能被確定。筆者最近得到了整個(gè)東北地區(qū)變質(zhì)基底的年齡數(shù)據(jù)及頻譜圖（圖7），研究結(jié)果不僅可以有效判別中國東北地塊的構(gòu)造親緣性，并且對確定華北板塊和西伯利亞克拉通之間的縫合線位置具有重要的指示意義。

華北板塊、華南板塊和中亞造山帶在早中生代最終拼合之前有著很長不同的巖漿熱事件［73－76］，并且容易區(qū)分。華北板塊前寒武紀(jì)的基底巖石主要由新元古代晚期花崗巖、正片麻巖（主要由英云閃長巖、奧長花崗巖和花崗閃長巖組成的TTG巖系）和古元古代的變質(zhì)系列［77－82］。正片麻巖和花崗巖的原巖年齡主要為2.5～2.9Ga［77－80］，在1.8～1.9Ga時(shí)遭受了角閃巖相到麻粒巖相的區(qū)域變質(zhì)［77－78，80，83］。與之相反，華南板塊的特點(diǎn)是具有中、新元古代的較年輕的變質(zhì)基底，在新元古代遭受了主要的構(gòu)造熱事件改造（1.0～1.1Ga和700～850 Ma）［73－74，84］。華南板塊的前寒武紀(jì)基底具有在740～820Ma廣泛發(fā)育的雙峰式火山巖組成的裂谷特點(diǎn)［73－74，84－86］。但是華北板塊和華南板塊并沒有約500Ma麻粒巖相事件的證據(jù)，因此以500Ma左右泛非期高級(jí)變質(zhì)作用廣泛發(fā)育的東北地區(qū)并不能與華南板塊和華北板塊聯(lián)系在一起。

筆者得到的東北地區(qū)變質(zhì)基底的鋯石年代學(xué)數(shù)據(jù)為東北地區(qū)大地構(gòu)造屬性的判別提供了重要信息［15，16，59，61］。整個(gè)中國東北基底巖石顯示高級(jí)變質(zhì)發(fā)生在約500Ma，此外，這些樣品的核部年齡為600～900Ma。這些數(shù)據(jù)表明，中國東北地塊具有明顯不同于華北板塊或華南板塊的特點(diǎn)。以此限定了分布在興安和額爾古納地塊之間新林—喜貴圖縫合帶、分布在松遼和興安地塊的賀根山—黑河縫合帶都應(yīng)為中亞造山帶的內(nèi)部斷裂，而不能作為華北與西伯利亞板塊的最終縫合線；而只有分布在東北地塊群南部的索倫—西拉沐倫—長春縫合帶才能作為華北和西伯利亞克拉通的縫合線。

2.2 碰撞時(shí)間的確定

關(guān)于索倫—西拉沐倫—長春拼合帶的縫合時(shí)間也受到了廣泛的探討。最近的研究表明，位于華北板塊和西伯利亞板塊之間古亞洲洋的活動(dòng)歷史可以追溯到中元古代［87］。在新元古代和古生代，一些大型洋盆存在于該地區(qū)［64，87－89］，盡管關(guān)于這些洋盆精確的位置和閉合時(shí)間有爭議。Zhang和Tang［90］提出賀根山—黑河地區(qū)代表了最終縫合位置，時(shí)間為晚泥盆—早石炭世［10，90］。古地磁數(shù)據(jù)支持了這一觀點(diǎn)，提出了華北板塊最初沿賀根山—黑河斷裂與蒙古大陸拼合，然后這個(gè)復(fù)合的大陸塊體沿著蒙古—鄂霍茨克海帶與西伯利亞克拉通碰撞［91－93］。然而，其他學(xué)者認(rèn)為，索倫—西拉沐倫—長春縫合線代表了最終碰撞帶和最終關(guān)閉于二疊紀(jì)末期［94－96］。

目前資料顯示，古亞洲洋最終的關(guān)閉時(shí)間不早于早三疊世（表1）。新的證據(jù)來自于呼蘭群，色洛河群和青龍村群等構(gòu)造雜巖。根據(jù)一些化石和區(qū)域?qū)Ρ鹊慕Y(jié)果，這些巖石單元曾被認(rèn)為形成于早古生代［102］。然而，碎屑沉積物沉積于二疊紀(jì)至早三疊世（（239±11）～（274±11）Ma；表1），根據(jù)最新的年代學(xué)數(shù)據(jù)，呼蘭群并不是真正的地層序列，而是由不同時(shí)代、不同類型的巖石混雜而成，因此認(rèn)為這些雜巖為索倫—西拉沐倫—長春縫合帶的特征性增生雜巖［103］。最近，李承東等［97］指出色洛河群的高鎂安山巖，其SHRIMP U－Pb鋯石年齡為（252±5）Ma，表明它們形成于晚二疊世末期，因此，古亞洲洋板塊的拼合時(shí)代應(yīng)晚于晚二疊世。增生雜巖的Ar－Ar年齡也給出了較好的年代學(xué)信息：紅旗嶺地區(qū)呼蘭群石榴黑云片麻巖中黑云母的40Ar／39Ar年齡為（224±0.8）Ma，紅旗嶺呼蘭群二云母片巖中多硅白云母的年齡為（229±5）Ma，紅旗嶺角閃巖中角閃石的年齡為（228±3）Ma［98］。最近，Lin等［99］同樣給出了來自于紅旗嶺的角閃巖樣品的2個(gè)角閃石40Ar／39Ar年齡為（208±2）Ma和（214±3）Ma和1個(gè)來自于紅旗嶺的大理巖樣品的多硅白云母40Ar／39Ar年齡為（188±1）Ma。來自呼蘭群的最年輕的鋯石年齡是（239±11）Ma［20］，為其后的變質(zhì)事件年齡限定了上限。因此，由郗愛華［100］獲得的多硅白云母40Ar／39Ar年齡為（229±3）Ma，最有可能記錄了閉合溫度的冷卻時(shí)代，從而也得到了該地區(qū)的高壓變質(zhì)帶閉合的時(shí)代。

表1 索倫—西拉沐倫—長春縫合帶相關(guān)構(gòu)造雜巖的同位素年代學(xué)數(shù)據(jù)Table 1 Geochronological data along the Solonker－Xar Moron－Changchun zone suture zone in NE China

筆者認(rèn)為這些數(shù)據(jù)制約了華北板塊和已經(jīng)拼合的中國東北地塊群碰撞的時(shí)間約為230Ma，即早三疊世，這也是華北與西伯利亞板塊最終拼合的時(shí)代。

3 吉林—黑龍江高壓變質(zhì)帶

筆者定義的吉林—黑龍江高壓變質(zhì)帶（簡稱吉黑高壓帶）包括分布在佳木斯—興凱地塊西緣的黑龍江藍(lán)片巖帶與分布在佳木斯—興凱地塊南緣的長春—延吉縫合帶（圖1和圖8）。將上述兩大構(gòu)造帶作為同一構(gòu)造單元考慮的因素包括：1）分布在吉林東部華北板塊北緣的長春—延吉縫合帶為佳木斯—興凱地塊與華北板塊拼接形成，因此不能作為華北與西伯利亞板塊的碰撞縫合線；2）佳木斯—興凱地塊西緣的黑龍江藍(lán)片巖帶和南緣的長春—延吉縫合帶應(yīng)形成于統(tǒng)一的大地構(gòu)造背景，因此不能將這兩大構(gòu)造帶分割開來；3）已有地球物理證據(jù)顯示，索倫—西拉沐倫—長春縫合帶并沒有一直延伸到吉林東部的延吉地區(qū)，而是終止在敦—密斷裂和佳—依斷裂之間的地區(qū)；4）吉林—黑龍江高壓變質(zhì)帶形成于晚三疊—早侏羅世，較索倫—西拉沐倫—長春縫合帶形成時(shí)代晚30～40Ma。因此，將分布在佳木斯—興凱地塊西緣的黑龍江藍(lán)片巖帶和分布在佳木斯—興凱地塊南緣的長春—延吉縫合帶作為同一構(gòu)造單元考慮，這里命名為“吉林—黑龍江高壓變質(zhì)帶，簡稱吉黑高壓帶”。

3.1 吉黑高壓帶的原巖時(shí)代（以黑龍江雜巖帶為例）

圖8 吉林—黑龍江高壓變質(zhì)帶的分布范圍及其與周邊地塊的關(guān)系示意圖（據(jù)文獻(xiàn)［14］修改）Fig.8 Schematic diagram showing Jilin－Heilongjiang high pressure belt and the relationship with the neighboring blocks（modified from reference［14］）

黑龍江雜巖沿佳木斯地塊和松遼地塊的邊界分布（圖1，2），從北到南包括蘿北，依蘭，牡丹江3個(gè)帶［8－9，12－13，28－31，51－52，62］。高壓變質(zhì)帶主要由綠簾－藍(lán)片巖相的巖石組合形成，并含有特征性的變質(zhì)礦物組合（如藍(lán)閃石，多硅白云母）等，代表了高壓－低溫變質(zhì)（320～450℃，0.9～1.1GPa）［14］。然而，有關(guān)黑龍江雜巖的性質(zhì)、起源和年齡長期存在爭議，曾認(rèn)為是太古宙—元古宙綠巖帶［104］，晚元古代變質(zhì)帶［105］，早古生代混雜巖［8－9，22，106－109］，三疊紀(jì)大別—蘇魯—延吉高壓—超高壓帶的東延部分［24－25，27］，或太平洋侏羅紀(jì)增生帶［12］等完全不同的認(rèn)識(shí)。變質(zhì)的時(shí)代早期被認(rèn)為是早古生代［8－9，106－108，110－111］，但是近期［12，14］的工作證明了它們形成于中生代。

牡丹江磨刀石地區(qū)藍(lán)片巖的SHRIMP鋯石UPb年齡為（213±2）Ma和 （224±7）Ma［14］，表明其原巖形成于晚三疊世。鋯石具有巖漿振蕩環(huán)帶和中等的Th／U值，表明這些年齡記錄的是基性巖的形成年齡。不同的是，來自依蘭地區(qū)的藍(lán)片巖樣品鋯石加權(quán)平均206Pb／238U年齡為（258±2）Ma和（259±4）Ma，為晚二疊世。鋯石的韻律環(huán)帶表明了此記錄的變質(zhì)基性巖的原巖年齡，不同于牡丹江的藍(lán)片巖，依蘭地區(qū)的藍(lán)片巖具有OIB的親緣性，形成時(shí)代更早［14］。這些數(shù)據(jù)，連同其他最近的研究［12］，表明黑龍江雜巖的原巖形成于較長的時(shí)代跨度，從273～210Ma，峰期年齡在227～256Ma（圖9）。因此，黑龍江雜巖形成于晚二疊世至三疊紀(jì)，而不是先前認(rèn)為的太古宙，中元古代或古生代。

3.2 吉黑高壓帶的變質(zhì)時(shí)代

變質(zhì)時(shí)代的上限可以由牡丹江二云母片巖樣品中最年輕的諧和鋯石分析得到。最年輕的巖漿鋯石諧和年齡為（207±3）Ma［17］。因此，牡丹江云母片巖原巖沉積的最大年齡估計(jì)約為210Ma，同樣制約了該區(qū)變質(zhì)的最大可能時(shí)代。黑龍江雜巖被認(rèn)為是在p／T條件為320～450℃、0.9～1.1GPa下，變質(zhì)為藍(lán)片巖相［14］。這就意味著云母Rb－Sr和40Ar／39Ar法可以制約其變質(zhì)時(shí)代，因?yàn)橐话銇碚f多硅白云母的Ar封閉溫度為350～400℃［112］。李錦軼等［9］發(fā)表了來自云母片巖的2個(gè)白云母40Ar／39Ar年齡分別是（175.3±0.9）Ma和（166±1.2）Ma，1個(gè)來自角閃巖中的角閃石年齡為（167.1±1.5）Ma。Wu等［12］也發(fā)表了1個(gè)來自蘿北片麻巖中的黑云母Rb－Sr礦物等時(shí)線年齡為（184±4）Ma和3個(gè)來自依蘭云母片巖樣品中的多硅白云母的40Ar／39Ar年齡分別為（173.6±0.5）Ma，（175.3±0.4）Ma和（174.8±0.5）Ma。結(jié)合牡丹江藍(lán)片巖最年輕的鋯石年齡為（207±3）Ma［14］，給出了變質(zhì)時(shí)代的上限。因此，Wu等［12］獲得的Rb－Sr礦物等時(shí)線法得到的角閃片麻巖年齡（184±4）Ma和多硅白云母的40Ar／39Ar年齡176Ma左右很有可能記錄了該區(qū)高壓變質(zhì)的末期（圖9）。因此，認(rèn)為黑龍江藍(lán)片巖的形成時(shí)代為晚三疊—早侏羅世［14，17］。新近的研究進(jìn)一步證明了研究結(jié)果的可靠性［113－118］。

圖9 黑龍江雜巖的Ar－Ar，Rb－Sr和鋯石U－Pb年齡（據(jù)文獻(xiàn)［103］修改）Fig.9 Ar－Ar，Rb－Sr and zircon U－Pb data from the epidote－blueschist facies mafic rocks of the Heilongjiang complex（modified from reference［103］）

3.3 吉黑高壓帶與太平洋板塊俯沖增生的關(guān)系

亞洲大陸東緣的構(gòu)造背景是非常有爭議的。這個(gè)區(qū)域被認(rèn)為是整個(gè)顯生宙幾個(gè)微陸塊增生演化而來的，造成了復(fù)雜的地塊拼貼［8－9，11－12］。在中國東北和俄羅斯遠(yuǎn)東地區(qū)，西伯利亞和華北克拉通之間的不斷碰撞主導(dǎo)了前中生代東西向構(gòu)造的中亞造山帶的形成［1－8］。中生代以來研究區(qū)多顯示太平洋板塊俯沖的結(jié)果，俯沖增生雜巖沿現(xiàn)今大陸邊緣南北向展布（圖1，2）。

最新數(shù)據(jù)表明，黑龍江雜巖原巖年齡為晚二疊—早三疊世（260～210Ma），因此，佳木斯—興凱地塊與其西部松遼地塊和南部華北板塊的最終閉合時(shí)代為210～180Ma，其較西伯利亞與中國東北地塊最終對接的開始時(shí)代晚大約30～40Ma。因此，認(rèn)為黑龍江藍(lán)片巖帶的形成與西伯利亞和華北板塊的碰撞無關(guān)，而與太平洋板塊俯沖關(guān)系密切［12，14］。這就意味著為吉黑高壓變質(zhì)帶形成于古亞洲構(gòu)造域的結(jié)束和太平洋俯沖的開始，因此，吉黑高壓變質(zhì)帶記錄了兩大構(gòu)造域轉(zhuǎn)換的重大地質(zhì)時(shí)期。

4 中國東北地區(qū)板塊構(gòu)造演化

前人曾針對東北地區(qū)的構(gòu)造演化提出了相關(guān)的構(gòu)造模型［1－2，4，8－9，36－37，70，108，119－122］，還有一些模型進(jìn)一步探討了西伯利亞和華北克拉通之間的構(gòu)造演化［1－2，4，8，37，70］。在此基礎(chǔ)上，筆者針對東北地區(qū)取得的最新成果，提出了新的構(gòu)造模型：

1）500Ma左右，中國東北地塊群（包括額爾古納／興安／松遼／佳木斯／興凱／布列亞地塊）作為西伯利亞克拉通晚泛非期（約500Ma）南緣造山帶的組成部分［15］（圖10a）。碰撞伴隨著幔源巖漿在450～475Ma的侵位，引起增厚的巖石圈的熔化和同構(gòu)造花崗巖的侵入。

2）450～300Ma，已經(jīng)拼合的泛非期地塊裂解并向南向現(xiàn)在的中國東北移動(dòng)，其可能誘因于蒙古—鄂霍茨克海在該期的打開［122］（圖10b）。

3）約230Ma，華北板塊和西伯利亞克拉通沿索倫—西拉沐倫—長春一線拼貼 （圖10c）。

4）210～180Ma，由于太平洋板塊的俯沖導(dǎo)致佳木斯—興凱地塊最終與松遼地塊和華北板塊對接［14］，形成吉黑高壓變質(zhì)帶（圖10d）。

5 結(jié)論

1）東北地區(qū)變質(zhì)基底巖石為由矽線石榴片麻巖、角閃斜長片麻巖和長英質(zhì)片麻巖組成的孔茲巖系。矽線石榴片麻巖的鋯石U－Pb同位素測年指示了發(fā)生在500Ma的高級(jí)變質(zhì)作用，而鋯石核部年齡為600～900Ma。這些數(shù)據(jù)表明，中亞造山帶東段的變質(zhì)基底原巖形成于新元古代，而變質(zhì)年齡為500Ma左右?？灼潕r系及其對應(yīng)的泛非期變質(zhì)事件廣泛分布于額爾古納、興安、松遼和佳木斯—興凱等東北地區(qū)，出露范圍超過1 300km，形成巨型的“中國東北孔茲巖帶”。以順時(shí)針p／T軌跡的孔茲巖帶與同期巖漿雜巖共同構(gòu)成了一巨型的500Ma左右的早古生代造山帶，這里命名為“中國東北早古生代造山帶”。

2）中國東北地塊基底巖石可能曾經(jīng)在晚泛非期（500Ma左右）是西伯利亞克拉通南緣發(fā)育的Sayang－Baikal造山帶的組成部分。450～300Ma，已經(jīng)拼合的中國東北地塊與西伯利亞南緣裂離并向南向現(xiàn)在的中國東北方向移動(dòng)，并導(dǎo)致蒙古—鄂霍茨克洋同時(shí)打開。

圖10 東北地區(qū)從泛非期到侏羅紀(jì)構(gòu)造演化模型（據(jù)文獻(xiàn)［103］修改）Fig.10 A cartoon model showing possible source region and subsequent drift history of the combined NE China blocks from the Late Pan－African to the Jurassic（modified from reference［103］）

3）華北板塊與西伯利亞克拉通之間的縫合帶為索倫—西拉沐倫—長春斷裂，其閉合時(shí)代為230Ma左右。

4）筆者命名的“吉林—黑龍江高壓變質(zhì)帶”，簡稱吉黑高壓帶，包括佳木斯—興凱地塊西緣的黑龍江藍(lán)片巖帶和佳木斯—興凱地塊南緣的長春—延吉縫合帶。吉黑高壓帶形成于太平洋板塊自東向西的俯沖，這表明吉黑高壓變質(zhì)帶形成于東西向中亞造山帶閉合和南北向太平洋板塊俯沖增生的轉(zhuǎn)化時(shí)期。

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The Tectonic Framework and Evolution of the NE China：from～500Ma to～180Ma

Zhou Jian－bo，Zeng Wei－shun，Cao Jia－lin，Han Jie，Guo Xiao－dan

CollegeofEarthSciences，JilinUniversity，Changchun130061，China

The basement rocks in parts of NE China constitute a khondalitic sequence of sillimaniteand garnet－bearing gneisses，hornblende－plagioclase gneiss and various felsic paragneisses.Zircon U－Pb dating of garnet－sillimanite gneiss samples from the Erguna，Xing’an，Jiamusi and Khanka blocks all indicate that high－grade metamorphism occurred at～500Ma.Evidence from detrital zircons in Paleozoic sediments from the Songliao block also indicates the former presence of a～500Ma component.This uniformity of U－Pb ages across all crustal blocks in NE China establishes a＞1 300km long Late Pan－African khondalite belt with Pan－African syn－collisional granite，which we named here the‘NE China Pan－African Orogen’.This indicates the blocks of NE China were amalgamated prior to～500Ma，contrary to current belief.One scenario is that this amalgamated terrane had a tectonic affinity to the Siberia craton，once forming part of the Late Pan－African （～500Ma）Sayang－Baikal orogenic belt extensively developed around the southern margin of the Siberia craton.This belt was the result of collision between currently unidentified terranes with the Southeastern Angara－Anabar Province at about 500Ma，where the rocks were deformed and metamorphosed to granulite facies.It appears likely that at sometime after～450Ma，the combined NE China blocks rifted away from Siberia and moved southward to form what is now NE China.The combined block collided with the North China craton along the Solonker－XarMoron－Changchun suture zone at～230Ma rather than in the end－Permian as previously thought.Local rifting at the eastern extremity of the developing Central Asian orogenic belt（CAOB）resulted in the splitting away of the Jiamusi／Khanka（／Bureya）blocks.However，this was only transient and sometime between 210and 180Ma，and these were re－united with the CAOB by the onset of Pacific plate subduction，which we named here the “Jilin－Heilongjiang high pressure belt”and forming which has dominated the tectonic evolution of the region since that time.

NE China Ealy－Paleozoic orogen；Solonker－XarMoron－Changchun suture zone；Ji－Hei HP belt；combined NE China plates；tectonics

P54

A

1671－5888（2012）05－1298－19

2012－05－22

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（40872121，41190075）；中國地質(zhì)調(diào)查局項(xiàng)目（1212011120153）

周建波（1966—），男，教授，博士生導(dǎo)師，主要從事大地構(gòu)造學(xué)方面研究，E－mail：zhoujianbo＠jlu.edu.cn。