中國東北地區(qū)晚古生代構(gòu)造-巖漿演化歷史*

董玉 王鍶淼 于倩 陳井勝 楊浩 葛文春 畢君輝 井佳浩

1. 吉林大學地球科學學院，長春 130061 2. 河北地質(zhì)大學地球科學學院，石家莊 050031 3. 中國地質(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心，沈陽 1100344. 中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心，天津 300170

中亞造山帶位于西伯利亞克拉通、塔里木克拉通以及華北克拉通之間，在其漫長的地質(zhì)演化歷史中，經(jīng)歷了小洋盆俯沖作用導致的陸殼增生，多塊體拼貼和后續(xù)變形作用造成的陸殼改造，以及隨之伴生的多期次巖漿-變質(zhì)作用，因此與中亞造山帶形成及演化相關(guān)的深部動力學過程一直是國內(nèi)外地質(zhì)學家們研究的熱點問題(eng?retal.，1993；Jahnetal.，2000a，b；Buslovetal.，2001；Badarchetal.，2002；苗來成等，2003；Windleyetal.，2007；肖文交等，2008；郭鋒等，2009；Caietal.，2012；Xiao and Santosh，2014)。中國東北地區(qū)位于中亞造山帶東段，該區(qū)域內(nèi)晚古生代巖漿作用非?；钴S，與古亞洲洋演化歷史密切相關(guān)，因而探討東北地區(qū)晚古生代巖漿巖的巖石學、年代學以及地球化學等問題，不僅能夠反演區(qū)域殼幔物質(zhì)組成、俯沖過程中洋殼、陸殼與地幔之間的相互作用，而且對揭示古亞洲洋的演化歷史提供關(guān)鍵信息(Hongetal.，1994；Chenetal.，2000；周長勇等，2005；趙芝等，2010a，b；Wuetal.，2011；Lietal.，2014；Dongetal.，2016a，b；于倩，2017)。因此，近年來關(guān)于東北地區(qū)晚古生代巖漿作用等相關(guān)研究已逐漸成為研究熱點，同時隨著技術(shù)水平的不斷進步，中國東北地區(qū)相關(guān)的地質(zhì)認識也取得了重要進展(包括古亞洲洋構(gòu)造域、蒙古-鄂霍茨克構(gòu)造域以及古太平洋構(gòu)造域等方面)，這對理解東北地區(qū)晚古生代巖漿-構(gòu)造演化歷史具有重要意義(Li，2006；Wuetal.，2007，2011；Zhouetal.，2009；趙芝等，2010a，b；Lietal.，2014；Geetal.，2015b，2017；Dongetal.，2016a，b；Liuetal., 2017；于倩，2017)。

1 中國東北區(qū)域構(gòu)造格架

東北地區(qū)夾持于西伯利亞克拉通與華北克拉通之間，由多個不同構(gòu)造屬性的微陸塊拼貼而成，且在拼貼演化過程中經(jīng)歷了多個構(gòu)造域的疊加與改造作用，因而許多的巖漿、沉積及變質(zhì)作用均與微陸塊的拼貼及構(gòu)造域的演化密切相關(guān)(Wuetal.，2011；Liuetal.，2017)。其中，東北地區(qū)的微陸塊自西向東分別為：額爾古納地塊、興安地塊、松嫩-張廣才嶺地塊、佳木斯地塊以及那丹哈達地體(圖1)。

1.1 額爾古納地塊

額爾古納地塊呈北東向展布，延伸達1500km以上，該地塊的東南側(cè)以塔源-喜桂圖縫合帶與興安地塊相連，西北側(cè)與蒙古-鄂霍茨克縫合帶相鄰。額爾古納地塊發(fā)育了眾多的北東向與近東西向斷裂，其中規(guī)模較大的斷裂為得爾布干和額爾古納河斷裂(唐杰，2016)。同時，額爾古納地塊上的巖漿巖非常發(fā)育，近年來的相關(guān)研究結(jié)果顯示該地塊主要存在四期巖漿作用：新元古代、早古生代、晚古生代以及中生代(葛文春等，2005a，b，2007；武廣等，2005；周長勇等，2005；隋振民等，2006；秦秀峰等，2007；Wuetal.，2011；趙芝，2011；佘宏全等，2012；孫立新等，2012；Gouetal.，2013；Tangetal.，2013；張麗等，2013；Zhaoetal.，2014；唐杰，2016；趙碩等，2016)。此外，額爾古納地塊上出露的地層主要為前寒武系至中生界。其中，前寒武系主要為興華渡口群、佳疙瘩組、額爾古納河組，古生界為多寶山組、烏賓敖包組、臥都河組、泥鰍河組、紅水泉組、莫爾根河組以及新伊根河組，中生界為南平組、塔木蘭溝組、吉祥峰組、上庫力組、伊列克得組與大磨拐河組(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991；李文國，1996)。然而，近年來的相關(guān)研究發(fā)現(xiàn)，興華渡口群的巖石類型多樣，其中變質(zhì)巖漿巖具有不同的原巖形成時代，因而興華渡口群可能為一套新元古代-早古生代的大陸邊緣或島弧建造(苗來成等，2007；Wuetal.，2012；Geetal., 2015b)，而非下元古界。

1.2 興安地塊

興安地塊位于賀根山-黑河縫合帶與塔源-喜桂圖縫合帶之間，與額爾古納地塊和松嫩-張廣才嶺地塊相鄰(圖1)。興安地塊主要由古生代-中生代巖漿巖以及相關(guān)的火山-沉積地層構(gòu)成，其中巖漿巖主要形成于早古生代、石炭紀-二疊紀、晚三疊世-中侏羅世以及早白堊世(孫德有等，2000；Wuetal.，2002，2011；施光海等，2003，2004；苗來成等，2003；鮑慶中等，2007；崔根等，2008；隋振民等，2009；Blightetal.，2010；張彥龍等，2010；張健等，2011；趙芝，2011；王興安等，2012；趙煥利等，2012；崔芳華等，2013；田德欣等，2013；徐久磊等，2013；郭峰等，2014；趙忠海等，2014；Shietal.，2015；Zhouetal.，2015；劉希雯等，2015；吳榮澤等，2015；Dongetal.，2016a，b；Yuanetal.，2016；紀政等，2016；李世超等，2016)。興安地塊上出露的古生代至中生代地層主要為古生界銅山組、多寶山組、裸河組、璦琿組、臥都河組、泥鰍河組、大民山組、安格爾音烏拉組、紅水泉組、寶力高廟組、格根敖包組、大石寨組、哲斯組以及林西組，和中生界老龍頭組、哈達陶勒蓋組、萬寶組、新民組、滿克頭鄂博組、瑪尼吐組、白音高老組以及梅勒圖組。其中，黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局(1993)曾將興安地塊上零星出露的變質(zhì)巖系稱為扎蘭屯群與新開嶺群，并認為二者為興安地塊的前寒武紀基底組成，并將其與額爾古納地塊的興華渡口群進行對比。然而，近年來高精度的年代學結(jié)果研究顯示扎蘭屯群與新開嶺群的原巖時代并非前寒武紀，而是形成于早古生代、晚古生代以及中生代的不同時期，因此相關(guān)學者建議將其解體(苗來成等，2003；楊現(xiàn)力，2007；趙芝，2011；孫巍，2014)。

1.3 松嫩-張廣才嶺地塊

松嫩-張廣才嶺地塊是東北地區(qū)重要的構(gòu)造單元之一(圖1)，其夾持于華北克拉通、興安地塊以及佳木斯地塊之間。松嫩-張廣才嶺地塊在東北地區(qū)的分布面積較為廣泛，主要由大興安嶺南段(西部)、松遼盆地(中部)以及小興安嶺-張廣才嶺(東部)組成。其中，大興安嶺南段的巖漿巖主要形成于晚古生代-中生代，同時該地區(qū)發(fā)育古生代和中、新生代地層。松遼盆地作為東北地區(qū)最大的中-新生代陸相含油氣盆地，主要由淺變質(zhì)-未變質(zhì)的古生代地層、花崗質(zhì)巖石以及片麻巖組成，其沉積蓋層為侏羅系、白堊系、第三系以及第四系(章鳳奇，2007)。此外，小興安嶺-張廣才嶺地區(qū)的巖漿-構(gòu)造作用頻繁，巖漿巖類型多樣(酸性、中性、基性以及超基性巖石均有發(fā)育，但以花崗質(zhì)巖石為主)。根據(jù)近年來發(fā)表的年代學資料，發(fā)現(xiàn)該地區(qū)的巖漿巖主要形成于新元古代、早古生代、晚古生代以及中生代(Wuetal.，2002，2011；孫德有等，2004；劉建峰等，2008；Wangetal.，2012a，b，2014，2015；魏紅艷，2012；魏連喜等，2013；Yuetal.，2013；王少軼和劉寶山，2014；Guoetal.，2016；王志偉，2017)。

1.4 佳木斯地塊

佳木斯地塊是東北地區(qū)具有前寒武紀結(jié)晶基底的古老微陸塊，其向北延伸至俄羅斯境內(nèi)的布列亞地塊，向南與興凱地塊相連。前人曾認為佳木斯地塊、布列亞地塊以及興凱地塊是三個不同構(gòu)造特征的微陸塊，然而近年來的研究認為三者應是具有相同構(gòu)造演化歷史的統(tǒng)一塊體，后被伊通-依蘭斷裂和敦化-密山斷裂所改造(曹熹等，1992；Wildeetal.，1997，2000；Wuetal.，2011)。顯生宙巖漿巖廣泛分布于佳木斯地塊，這些巖漿巖以花崗質(zhì)巖石為主，是中國東北地區(qū)“花崗巖?！钡闹匾M成部分(Wuetal.，2011)。根據(jù)已發(fā)表年代學資料，大致可將佳木斯地塊的顯生宙花崗質(zhì)巖石劃分為四個期次：早古生代寒武紀、晚古生代二疊紀以及中生代三疊紀和白堊紀。前人曾認為黑龍江雜巖和麻山雜巖是佳木斯地塊最古老的兩套地層單元(太古代-元古代；曹熹等，1992；黨延松和李德榮，1993；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)，但是深入研究發(fā)現(xiàn)認為二者并非傳統(tǒng)的連續(xù)沉積地層。黑龍江雜巖具有多種類型巖石，包括基性-超基性變質(zhì)巖(藍片巖、斜長角閃巖、綠片巖、蛇紋巖)以及變質(zhì)沉積巖(云母片巖、石英片巖、變硅質(zhì)巖以及大理巖等)，是記錄佳木斯地塊和松嫩-張廣才嶺地塊碰撞-拼合歷史的俯沖增生雜巖(曹熹等，1992；張興洲，1992；李錦軼等，1999；Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；Dongetal.，2017a，b)。麻山雜巖主要由深成侵入巖和表殼巖組成，表現(xiàn)出與成礦密切聯(lián)系的含石墨孔茲巖系特征(Wildeetal.，1997，2000，2003，2010)。麻山雜巖經(jīng)歷泛非期麻粒巖相變質(zhì)作用，同時近年來詳細的研究認為其峰期變質(zhì)作用發(fā)生于～563Ma，隨后表現(xiàn)為546～476Ma的退變質(zhì)作用(楊浩，2017)。

1.5 那丹哈達地體

那丹哈達地體，又稱完達山造山帶，其位于東北地區(qū)的最東部(圖1)，屬于濱太平洋增生造山帶的重要組成部分。那丹哈達地體主要由躍進山雜巖、饒河雜巖及早白堊世巖漿巖組成。其中，躍進山增生雜巖整體呈NNE向展布，主要包括強變形的淺變質(zhì)巖、花崗質(zhì)巖石以及鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石(楊金中等，1998)。饒河雜巖主要由三疊紀-侏羅紀的深海沉積物-火山巖以及晚侏羅世-早白堊世陸源海相碎屑沉積物組成(程瑞玉等，2006；Zhouetal.，2014)。近年來的相關(guān)研究基本可以限定饒河雜巖的就位時間為晚侏羅世-早白堊世(程瑞玉等，2006；Wuetal.，2011；孫明道，2013；Zhouetal.，2014；Wangetal.，2017)，但是關(guān)于躍進山雜巖的就位時間仍然存在爭議(楊金中等，1998；Zhouetal.，2014；畢君輝，2018)。

2 中國東北地區(qū)晚古生代巖漿作用的時空分布特征

2.1 大興安嶺地區(qū)

大興安嶺地區(qū)主要包括額爾古納地塊、興安地塊以及松嫩-張廣才嶺地塊的西部(松遼盆地以西地區(qū))。根據(jù)近年來的高精度年代學研究資料發(fā)現(xiàn)，大興安嶺地區(qū)早期被認為屬于晚古生代的巖漿巖，實際上大多形成于中生代(圖2；Wuetal.，2003，2007，2011；葛文春等，2005b；隋振民等，2007)，因此重新厘定大興安嶺地區(qū)晚古生代巖漿作用的時空分布特征具有重要的研究意義(圖2、圖3)。根據(jù)總結(jié)前人相關(guān)研究成果(電子版附表1)，認為大興安嶺地區(qū)晚古生代巖漿作用以石炭紀-二疊紀為主，其中早石炭世巖漿作用的產(chǎn)物為輝長巖-閃長巖-花崗巖組合，晚石炭世產(chǎn)物以花崗質(zhì)巖石為主并有少量輝長巖，而大興安嶺地區(qū)二疊紀巖漿作用以花崗質(zhì)巖石為主要產(chǎn)物(Wuetal.，2002，2011；苗來成等，2003；周長勇等，2005；隋振民等，2009；張彥龍等，2010；佘宏全等，2012；Fengetal.，2015；Dongetal.，2016a；任子慧等，2017；于倩，2017；Jietal.，2018；Tianetal.，2018；謝健等，2018；趙迪等，2018；Gouetal.，2019)。此外，大興安嶺地區(qū)出露的泥盆紀巖漿巖非常少，目前在額爾古納地塊上報道過少量早泥盆世閃長巖-花崗巖(Wuetal.，2011)，同時還有少量晚泥盆世花崗巖分布在興安地塊之上(Wuetal.，2011；佘宏全等，2012；Jietal.，2022)。根據(jù)全巖地球化學分析資料，發(fā)現(xiàn)這些大興安嶺晚古生代巖漿巖大部分具有富集輕稀土元素和大離子親石元素，虧損重稀土元素和高場強元素(明顯的Nb、Ta負異常)的特點，表現(xiàn)出典型的弧屬性特征(圖4、圖5)。

附表1 中國東北地區(qū)晚古生代侵入巖年齡數(shù)據(jù)統(tǒng)計表Appendix Table 1 Geochronological data from the Late Paleozoic intrusive rocks in NE China

續(xù)附表1Continued Appendix Table 1序號樣品號地區(qū)采樣位置巖性年齡(Ma)測試方法參考文獻45Xp52Tw石英閃長巖315±5SHRIMP鮑慶中等,200746QTw烏蘭溝石英閃長巖315±4SHRIMP鮑慶中等,200747Xp4Tw白音高勒石英閃長巖323±4SHRIMP鮑慶中等,200748D9003煤田E121°21'01.6″、N49°21'18.5″閃長巖335±3LA-ICP-MS于倩,201749D9006煤田E121°17'17.0″、N49°21'01.7″輝長巖336±2LA-ICP-MS于倩,201750PM007-1煤田E121°15'10.3″、N49°19'33.5″輝長巖354±3LA-ICP-MS于倩,20175113GW302五七E121°35'57.1″、N49°29'36.5″正長花崗巖311±2LA-ICP-MS于倩,201752PM011-1十里溝E121°04'18.9″、N49°18'34.0″花崗閃長巖294±2LA-ICP-MS于倩,201753PM012-1-3十里溝E121°04'05.5″、N49°20'41.9″二長花崗巖298±3LA-ICP-MS于倩,20175413GW398杜拉爾E119°41'48″、N47°25'32″石英閃長巖322±2LA-ICP-MS于倩,20175513GW400杜拉爾E119°44'18″、N47°25'55″二長閃長巖318±3LA-ICP-MS于倩,20175613GW402杜拉爾E119°45'14.8″、N47°26'25.7″二長花崗巖324±2LA-ICP-MS于倩,20175715GW269杜拉爾E119°41'47.9″、N47°25'27.1″閃長質(zhì)包體325±4LA-ICP-MS于倩,20175813GW370桑多爾E120°33'32.3″、N47°45'07.7″正長花崗巖289±3LA-ICP-MS于倩,20175913GW381桑多爾E120°22'27.1″、N47°41'39.0″正長花崗巖292±2LA-ICP-MS于倩,20176014GW461西斯圖E125°31'55.9″、N49°46'36.8″二長花崗巖316±2LA-ICP-MS于倩,20176114GW471新立村E125°44'56.7″、N49°51'27.4″二長花崗巖323±2LA-ICP-MS于倩,20176214GW474南街村E125°47'04.9″、N49°46'08.7″正長花崗巖291±1LA-ICP-MS于倩,20176314GW480依克特E125°49'15.5″、N49°57'41.4″二長花崗巖307±5LA-ICP-MS于倩,20176414GW483長江村E125°17'33.1″、N49°36'23.2″正長花崗巖291±1LA-ICP-MS于倩,20176504GW016新沙力E121°47'40.5″、N48°47'14.5″輝長閃長巖358±2SIMSDong et al.,2016a6604GW021二十號E121°42'10.8″、N48°48'26.4″閃長巖294±4SIMSDong et al.,2016a6704GW025興安E121°39'55.5″、N48°49'17.8″二長花崗巖308±3SIMSDong et al.,2016a6804GW023新南溝E121°42'18.5″、N48°47'38.7″正長花崗巖308±3LA-ICP-MSDong et al.,2016a6914GW179興安E121°39'17.5″、N48°49'41.5″二長花崗巖309±2LA-ICP-MSDong et al.,2016a7014GW190二十號E121°42'09.5″、N48°48'27.6″閃長巖294±2LA-ICP-MSDong et al.,2016a71GW03008塔源E124°23'05.0″、N51°29'49.0″二長花崗巖318±4LA-ICP-MSDong et al., 20207216GW228塔源E124°19'35.0″、N51°31'09.0″二長花崗巖319±2LA-ICP-MSDong et al., 202073GW03015塔源E124°23'10.0″、N51°29'51.0″閃長質(zhì)包體322±5LA-ICP-MSDong et al., 20207416GW236塔源E124°19'38.0″、N51°31'11.0″輝長質(zhì)包體320±2LA-ICP-MSDong et al., 202075Ty02塔源E124°19'38.6″、N51°31'13.8″變輝長巖315±3SIMSFeng et al., 201576Ty05塔源E124°27'48.0″、N51°27'33.2″變輝長巖312±3SIMSFeng et al., 201577Jw04塔源E124°28'46.2″、N50°35'56.0″變輝長巖306±9SIMSFeng et al., 201578Jf05塔源E123°08'31.3″、N50°24'16.0″變輝長巖308±7SIMSFeng et al., 20157914SD015-3塔源E124°15'14.8″、N51°26'11.8″輝長巖308±4LA-ICP-MSGou et al., 20198016X26-2塔源E124°51'53.1″、N51°27'30.8″輝長巖311±3LA-ICP-MSGou et al., 20198116X31-1塔源E124°23'50.4″、N51°29'33.1″輝長巖315±3LA-ICP-MSGou et al., 20198216X32-1塔源E124°23'03.9″、N51°29'47.7″輝長巖310±4LA-ICP-MSGou et al., 20198314SD001塔源E124°19'19.4″、N51°30'55.4″二長花崗巖314±3LA-ICP-MSGou et al., 20198416X31-3塔源E124°23'50.4″、N51°29'33.1″二長花崗巖314±4LA-ICP-MSGou et al., 20198516X32-9塔源E124°23'03.9″、N51°29'47.7″二長花崗巖317±4LA-ICP-MSGou et al., 20198614SD015-2塔源E124°15'23.1″、N51°26'09.3″石英二長巖310±3LA-ICP-MSGou et al., 20198713GW340梨子山鐵礦E121°07'03.0″、N48°21'45.9″花崗閃長巖312±2LA-ICP-MSJi et al., 20188813GW344塔爾氣西E121°06'58.2″、N48°01'08.5″花崗閃長巖310±1LA-ICP-MSJi et al., 20188913GW356塔爾氣-紅花爾基E120°36'05.1″、N48°03'53.2″花崗閃長巖302±2LA-ICP-MSJi et al., 2018

2.2 松遼盆地

松遼盆地充填了巨厚的侏羅系、白堊系、第三系以及第四系沉積蓋層，其厚度大部分為3000～7000m，最厚可超過10000m(章鳳奇，2007)，從而導致對該地區(qū)晚古生代巖漿產(chǎn)物的識別存在較大困難。目前已報道的相關(guān)年齡結(jié)果非常少，且均來自于鉆孔數(shù)據(jù)。通過對鉆孔巖芯巖石進行研究，發(fā)現(xiàn)花崗質(zhì)巖石仍然是松遼盆地晚古生代巖漿作用的主要產(chǎn)物，同時測年工作獲得了晚泥盆世(368±7Ma、361±2Ma)、早石炭世(331±8Ma)、晚石炭世(319±1Ma、305±2Ma)以及早二疊世(279±3.4Ma)等U-Pb年齡(Wuetal.，2001；Gaoetal.，2007；Peietal.，2007；王興光和王穎，2007)。此外，目前關(guān)于松遼盆地晚古生代巖漿巖地球化學特征等相關(guān)研究也非常薄弱，缺乏系統(tǒng)的研究工作。

2.3 吉黑東部

吉黑東部主要是松遼盆地以東地區(qū)，主要包括松嫩-張廣才嶺地塊東緣、佳木斯地塊等地。近年來，高精度的測年研究工作發(fā)現(xiàn)晚古生代巖漿巖廣泛發(fā)育于吉黑東部地區(qū)(圖2、圖3)，該期巖漿作用的產(chǎn)物以二疊紀花崗質(zhì)巖石為主，伴隨少量二疊紀輝長巖，同時還分布少量晚石炭世花崗質(zhì)巖石(吳福元等，2001；黃映聰?shù)龋?008a；于介江等，2013；張磊等，2013；畢君輝等，2014；Yangetal.，2015a，b，2016；Bietal.，2016；叢智超等，2016；Dongetal.，2017a，b；畢君輝，2018)。這些晚古生代花崗質(zhì)巖石和輝長巖普遍表現(xiàn)出典型的弧屬性特征(圖4、圖6)，具有富集輕稀土元素和大離子親石元素，虧損重稀土元素和高場強元素(顯著的Nb、Ta負異常)特征。此外，松嫩-張廣才嶺地塊與佳木斯地塊間發(fā)育的黑龍江雜巖，與晚古生代巖漿作用密切相關(guān)，其形成與演化記錄了兩地塊間復雜的碰撞-拼貼歷史(Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；畢君輝，2018)。黑龍江雜巖中變質(zhì)基性巖(如藍片巖、斜長角閃巖)原巖主要形成于二疊紀(Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c；畢君輝，2018)，其中藍片巖原巖具有OIB或MORB的地球化學屬性(圖4、圖6；黃映聰?shù)龋?008b；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015)，斜長角閃巖的原巖則相對復雜，可能具有大陸裂谷屬性、MORB屬性或是弧屬性特征(頡頏強等，2008；Geetal.，2017；Zhuetal.，2017a，c；Dongetal.，2019)。

3 中國東北地區(qū)微陸塊間親緣性

東北地區(qū)由不同構(gòu)造屬性的微陸塊組成，研究這些微陸塊之間的親緣性對于理解東北地區(qū)構(gòu)造演化歷史具有重要意義。通過總結(jié)前人研究資料，認為額爾古納地塊、興安地塊以及松嫩-張廣才嶺地塊的西部，也就是大興安嶺地區(qū)，表現(xiàn)出一致的晚古生代巖漿作用期次(以石炭紀-二疊紀巖漿作用為主，伴隨少量泥盆紀巖漿作用)(Wuetal.，2002，2011；苗來成等，2003；周長勇等，2005；隋振民等，2009；張彥龍等，2010；佘宏全等，2012；Fengetal.，2015；Dongetal.，2016a；任子慧等，2017；于倩，2017；Jietal.，2018；Tianetal.，2018；謝健等，2018；趙迪等，2018；Gouetal.，2019)。然而，佳木斯地塊以及松嫩-張廣才嶺地塊東緣，也就是吉黑東部，具有與大興安嶺地區(qū)不同的年代學格架，其晚古生代巖漿作用以二疊紀為主，伴隨少量晚石炭世巖漿巖(吳福元等，2001；黃映聰?shù)龋?008a；于介江等，2013；張磊等，2013；畢君輝等，2014；Yangetal.，2015a，b，2016；Bietal.，2016；叢智超等，2016；Dongetal.，2017a，b；畢君輝，2018)。上述巖漿巖時空分布特征反映大興安嶺與吉黑東部地區(qū)具有不同的巖漿演化歷史，可能與微陸塊間的親緣性有關(guān)。

同時，值得注意的是，東北地區(qū)顯生宙花崗質(zhì)巖石普遍具有正εHf(t)值以及較年輕的模式年齡，暗示東北地區(qū)在顯生宙發(fā)生了強烈的地殼增生事件，這與全球大陸地殼增生的主要時間(太古代-早元古代)明顯不同(Armstrong，1991)。本文通過統(tǒng)計前人發(fā)表的鋯石Hf同位素組成(圖7、電子版附表2)，嘗試通過地殼增生角度對比不同微陸塊之間的親緣性。首先，額爾古納地塊發(fā)育的花崗質(zhì)巖石普遍具有正εHf(t)值和較老的二階段模式年齡(中-新元古代)，暗示該地塊在中-新元古代發(fā)生過地殼增生事件(葛文春等，2007；張彥龍等，2008；Gouetal.，2013；Tangetal.，2013；唐杰，2016)。其次，興安地塊上的花崗質(zhì)巖石具有正εHf(t)值以及年輕的二階段模式年齡(新元古代-顯生宙)，代表該地塊的地殼增生主要發(fā)生在新元古代-顯生宙(隋振民等，2009；趙芝等，2010b；張彥龍等，2010；周漪等，2011；徐美君等，2013；劉希雯等，2015；田德欣，2015；Dongetal.，2016a，b；Yangetal.，2016；紀政等，2016)。此外，松嫩-張廣才嶺地塊的巖漿巖表現(xiàn)出與興安地塊一致的Hf同位素組成特征(陳井勝，2009；Lietal.，2014；Yuetal.，2017)，具有正εHf(t)值以及年輕的二階段模式年齡(新元古代-顯生宙)，暗示二者具有相似的構(gòu)造屬性以及演化歷史。然而，松嫩-張廣才嶺地塊東緣發(fā)育的巖漿巖中鋯石Hf同位素組成變化較大，其中εHf(t)值正負相伴，且具有古老的二階段模式年齡(古元古代-中元古代)，可能代表古老地殼物質(zhì)的加入(Wangetal.，2012b，2016；魏紅艷，2012；Yuetal.，2013；徐美君等，2013；Guoetal.，2016)。同時，佳木斯地塊發(fā)育的花崗質(zhì)巖石表現(xiàn)出與松嫩-張廣才嶺地塊東緣相似的同位素特征(于介江等，2013；Bietal.，2014；Yangetal.，2014，2015a，b；畢君輝等，2014；Guoetal.，2016；董玉等，2016；Dongetal.，2017a，b，2018b)，也具有變化較大的Hf同位素組成，其εHf(t)值也是正負相伴，二階段模式年齡從古元古代變化到新元古代，并且隨著巖石年齡逐漸變年輕，鋯石εHf(t)值也由負到正發(fā)生變化，暗示不斷有虧損地?；蛘咝律貧の镔|(zhì)的參與。值得注意的是，以往普遍認為佳木斯地塊與東北地區(qū)內(nèi)各微陸塊一樣，均是中亞造山帶的重要組成部分，然而近年來相關(guān)研究表明，佳木斯地塊可能與中國東北地區(qū)各微陸塊具有不同的構(gòu)造-巖漿-變質(zhì)作用演化歷史，暗示佳木斯地塊為外來塊體(Wildeetal.，1997，2000，2003；楊浩，2017)。

附表2 中國東北地區(qū)花崗質(zhì)巖石的鋯石Hf同位素組成特征Appendix Table 2 The zircon Hf isotopic compositions for granitic rocks in NE China

續(xù)附表2Continued Appendix Table 2序號樣品號巖性年齡(Ma)測試方法εHf(t)tDM2 (Ma)參考文獻12GW05039花崗閃長巖475±2LA-ICPMS-13.89～+0.081442～2322葛文春等,200713GW05044花崗閃長巖465±1LA-ICPMS+0.30～+4.961125～1421葛文春等,200714GW05058花崗閃長巖461±1LA-ICPMS+2.08～+6.441028～1305葛文春等,200715GW05056花崗閃長巖460±1LA-ICPMS+2.13～+4.951122～1301葛文春等,200716M207-1正長花崗巖360±5LA-ICPMS+12.0～+12.8545～598Gou et al., 201317M424-1二長花崗巖304±4LA-ICPMS+6.9～+9.2754～880Gou et al., 201318M196-1正長花崗巖256±3LA-ICPMS+6.1～+9.4680～895Gou et al., 201319M543-5花崗閃長巖251±3LA-ICPMS+6.2～+9.3687～882Gou et al., 20132011ER18-1二長花崗巖247±2LA-ICPMS+0.9～+3.2966～1171唐杰,20162111ER16-1花崗閃長巖246±1LA-ICPMS+0.2～+1.31072～1132唐杰,20162213ER31-1花崗閃長巖246±1LA-ICPMS-0.7～+1.81151～1318唐杰,20162311ER17-1正長花崗巖242±3LA-ICPMS+4.2～+6.6773～905唐杰,201624ER15-1花崗閃長巖241±5LA-ICPMS-2.0～-0.41163～1248唐杰,201625ER12-1正長花崗巖229±4LA-ICPMS-1.4～-4.9947～1172唐杰,20162613ER46-1花崗閃長巖228±2LA-ICPMS+4.3～+6.3861～985唐杰,20162713ER46-4花崗閃長巖228±2LA-ICPMS+3.7～+6.6838～1022唐杰,20162811ER9-1正長花崗巖224±2LA-ICPMS-1.5～-0.21268～1352唐杰,20162911ER26-1二長花崗巖206±2LA-ICPMS+0.6～+1.71137～1206唐杰,20163012ER16-3二長花崗巖206±2LA-ICPMS-0.1～+0.81191～1248唐杰,20163112ER34-1正長花崗巖206±1LA-ICPMS+2.9～+3.9994～1062唐杰,20163212ER17-1二長花崗巖205±2LA-ICPMS-1.8～+0.21230～1357唐杰,20163312ER19-1正長花崗巖205±1LA-ICPMS+1.1～+3.9995～1170唐杰,20163411ER13-1二長花崗巖203±3LA-ICPMS+2.1～+3.21039～1105唐杰,20163511ER10-1二長花崗巖202±2LA-ICPMS+0.5～+2.31096～1208唐杰,20163612ER27-1花崗閃長巖197±2LA-ICPMS+3.5～+5.0920～1013唐杰,20163713ER6-1正長花崗巖196±1LA-ICPMS+2.8～+6.1847～1057唐杰,20163813ER21-1花崗閃長巖195±1LA-ICPMS+1.3～+3.9984～1151唐杰,201639ER6正長花崗巖186±3LA-ICPMS+2.8～+11.6489～1052唐杰,201640ZKS1-1二長花崗巖185±1LA-ICPMS+4.0～+8.3698～973唐杰,201641MZ18-2二長花崗巖180±2LA-ICPMS+6.4～+11.2508～818唐杰,20164212ER2-1正長花崗巖152±2LA-ICPMS+3.8～+6.9759～958唐杰,20164313ER48-1正長花崗巖150±2LA-ICPMS+0.8～+3.6970～1156唐杰,20164412ER8-1正長花崗巖140±1LA-ICPMS+5.6～+9.2604～833唐杰,2016450075-7花崗閃長巖132±3LA-ICPMS+1.3～+5.9808～1102張彥龍等,2008460076-9花崗閃長巖131±3LA-ICPMS+2.0～+8.2659～1058張彥龍等,2008興安地塊01WE14-1花崗閃長巖331±4LA-ICPMS+12.78～+14.54443～603趙芝等,2010b02GW07005花崗閃長巖319±3LA-ICPMS+7.8～+12.10627～954張彥龍等,201003GW07007二長花崗巖316±4LA-ICPMS+5.85～+9.05753～958張彥龍等,201004GW07009二長花崗巖315±4LA-ICPMS+7.17～+10.28675～865張彥龍等,20100513GW443堿長花崗巖315±3LA-ICPMS+10.1～+15.1364～682田德欣,20150613GW460堿長花崗巖310±2LA-ICPMS+7.8～+12.9502～823田德欣,20150714GW179二長花崗巖309±2LA-ICPMS+6.34～+12.72484～841Dong et al., 2016a0804GW023正長花崗巖308±3LA-ICPMS+6.53～+12.06648～1149Dong et al., 2016a0904GW025二長花崗巖308±3SIMS+8.56～+11.81677～972Dong et al., 2016a1013GW436堿長花崗巖307±2LA-ICPMS+8.8～+13.8440～696田德欣,20151113GW450堿長花崗巖306±2LA-ICPMS+7.6～+13.5458～835田德欣,201512GW05157堿長花崗巖298±2LA-ICPMS+7.11～+11.01611～861隋振民等,2009

4 東北地區(qū)晚古生代微陸塊碰撞-拼貼歷史

東北地區(qū)經(jīng)歷了復雜的構(gòu)造-巖漿演化歷史，以多個不同構(gòu)造屬性微陸塊間的碰撞-拼貼為特征。根據(jù)巖石學、年代學以及地球化學等系統(tǒng)研究，地質(zhì)學界普遍認為額爾古納地塊與興安地塊已于早古生代早期沿塔源-喜桂圖縫合帶完成碰撞-拼貼(李瑞山，1991；葛文春等，2005a；張麗等，2013；Zhouetal.，2015)。關(guān)于興安地塊與松嫩-張廣才嶺地塊以及松嫩-張廣才嶺地塊與佳木斯地塊之間的碰撞-拼貼歷史一直是東北地區(qū)研究的熱點問題，而且這些微陸塊之間的構(gòu)造演化過程與東北地區(qū)晚古生代巖漿作用密切相關(guān)(詳見下文)，但仍然存在較大爭議(李錦軼等，1999；Li，2006；Wuetal.，2007；Geetal.，2015a，2017；Dongetal., 2016a，2017a，b，2018a, b；Liuetal., 2017；于倩，2017)。另外，那丹哈達地體表現(xiàn)出異源屬性的外來塊體特征，其可能是從低緯度地區(qū)在晚中生代才增生到亞洲大陸邊緣(Mizutani and Kojima，1992；田東江，2007；張興洲和馬志紅，2010；Wuetal.，2011)。

4.1 興安地塊與松嫩-張廣才嶺地塊之間的碰撞-拼貼歷史

興安地塊與松嫩-張廣才嶺地塊之間的碰撞-拼貼歷史問題一直是東北地區(qū)晚古生代巖漿-構(gòu)造演化研究的熱點，而且目前尚存在較大爭議(張梅生等，1998；Chenetal.，2000，2009；孫德有等，2000；Nozaka and Liu，2002；苗來成等，2003；Miaoetal.，2008；周長勇等，2005；Li，2006；王成文等，2009；Wuetal.，2011；Dongetal.，2016a；Yuetal.，2017)。其中，針對兩地塊之間的碰撞-拼貼時間問題，存在幾種不同的認識，包括：晚志留世(王成文等，2009)、晚泥盆世-石炭紀(張梅生等，1998；Li，2006)、石炭紀-二疊紀(孫德有等，2000；周長勇等，2005；Wuetal.，2011)、晚二疊世-早三疊世(Chenetal.，2000，2009；苗來成等，2003；Miaoetal.，2008；Dongetal.，2016a；Yuetal.，2017)以及早白堊世(Nozaka and Liu，2002)等不同觀點。造成以上爭議的主要原因是無法準確限定大興安嶺地區(qū)晚古生代巖漿巖形成相關(guān)的構(gòu)造背景。晚古生代巖漿巖在大興安嶺地區(qū)較為發(fā)育，這些晚古生代巖漿巖的形成與興安地塊和松嫩-張廣才嶺地塊的碰撞-拼合過程密切相關(guān)，但是關(guān)于這些巖漿巖形成構(gòu)造環(huán)境的認識一直未能達成共識，它們究竟是形成于俯沖環(huán)境？伸展環(huán)境？還是其它的構(gòu)造環(huán)境？不同的學者有不同的觀點(張梅生等，1998；Chenetal.，2000，2009；孫德有等，2000；Nozaka and Liu，2002；苗來成等，2003；周長勇等，2005；Li，2006；Miaoetal.，2008；王成文等，2009；Wuetal.，2011；Dongetal.，2016a；Yuetal.，2017)。Chenetal.(2000)根據(jù)蘇尼特左旗碰撞花崗巖(250～230Ma)和弧巖漿巖(310Ma)的形成時代，認為索倫縫合帶的最終縫合時間可能是在晚古生代-中生代(310～230Ma)。苗來成等(2003)根據(jù)小興安嶺西北部科洛雜巖的變質(zhì)年齡(216Ma)，認為該縫合帶于中生代碰撞拼合。但是，目前很多學者認為索倫-嫩江-黑河縫合帶在二疊紀之前已經(jīng)閉合(張梅生等，1998；Li，2006；王成文等，2009；Lietal.，2014)，其重要依據(jù)是沿該縫合帶發(fā)育有290～260Ma的A型花崗巖，然而經(jīng)研究發(fā)現(xiàn)這些A型花崗巖可能不是造山后伸展作用的產(chǎn)物，而可能與俯沖板片的斷離作用有關(guān)(Wuetal.，2002；Dongetal.，2016a)。而且，Dongetal.(2016a)通過對大興安嶺博克圖地區(qū)早二疊世輝長閃長巖(294Ma)進行年代學與地球化學研究，認為該期巖漿作用可能與俯沖作用相關(guān)，暗示興安地塊與松嫩地塊在早二疊世還未碰撞拼合。這一推論得也到了苗來成等(2003)、Miaoetal.(2008)的支持。苗來成等(2003)報道了“新開嶺群”構(gòu)造片巖的原巖年齡(292±6Ma)，其原巖為一套中酸性火成巖，并且原巖的形成與島弧建造有關(guān)。同時，Miaoetal.(2008)認為賀根山輝長巖的形成時代為298～290Ma，而且這些輝長巖與俯沖作用密切相關(guān)。此外，于倩(2017)認為賀根山洋在早石炭世-早二疊世處于持續(xù)俯沖階段，并在中三疊世-晚三疊世處于造山后伸展階段，先前俯沖的大洋板片發(fā)生斷離，引起興安地塊下部軟流圈上涌，巖石圈發(fā)生伸展減薄。因而，綜合興安地塊晚古生代-早中生代巖漿活動的時空分布特征、構(gòu)造階段轉(zhuǎn)換特征以及地層學資料，于倩(2017)認為興安地塊與松嫩-張廣才嶺地塊之間的碰撞-拼貼時間為中二疊世-早三疊世(圖8)。綜上，雖然目前關(guān)于興安地塊與松嫩-張廣才嶺地塊之間的碰撞-拼貼歷史(尤其是拼貼時間)仍然存在爭議，但是兩地塊于中二疊世-早三疊世發(fā)生碰撞-拼貼的觀點已被部分學者接受，望今后能夠從不同研究角度驗證該問題。

4.2 松嫩-張廣才嶺地塊與佳木斯地塊之間的碰撞-拼貼歷史

目前關(guān)于松嫩-張廣才嶺地塊與佳木斯地塊之間碰撞-拼貼歷史的相關(guān)認識仍然存在較大分歧，爭論的焦點集中于兩地塊的碰撞-拼貼時間及相關(guān)演化過程(曹熹等，1992；張興洲，1992；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993；李錦軼等，1999；Wuetal.，2007；頡頏強等，2008；Zhouetal.，2009；王楓，2013；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；Dongetal.，2017a，b，2018a，b)。前者有3種不同的觀點：大多數(shù)學者認為兩地塊的碰撞-拼貼發(fā)生于中生代(Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；Dongetal.，2017a，b，2018a，b)，也有少數(shù)人認為該事件發(fā)生在早古生代(張興洲，1992；李錦軼等，1999；頡頏強等，2008；王楓，2013)或元古代(曹熹等，1992；黑龍江省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1993)。關(guān)于松嫩-張廣才嶺地塊與佳木斯地塊之間牡丹江洋的消減過程，爭議則是僅存在西向俯沖作用，還是具有雙向俯沖的特征(Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；Dongetal.，2017a，b，2018a，b；Jingetal.，2022)？

吉黑東部發(fā)育的大規(guī)模晚古生代巖漿巖與松嫩-張廣才嶺地塊和佳木斯地塊之間牡丹江洋的演化歷史密切相關(guān)(吳福元等，2001；黃映聰?shù)龋?008a，b；魏紅艷，2012；楊浩等，2012；Yuetal.，2013；張磊等，2013；Yangetal.，2015a，b，2017)。根據(jù)年代學和地球化學結(jié)果(吳福元等，2001；黃映聰?shù)龋?008a；魏紅艷，2012；楊浩等，2012；Yuetal.，2013；張磊等，2013；Yangetal.，2015a，b，2017；Dongetal.，2017a，b)，發(fā)現(xiàn)佳木斯地塊和松嫩-張廣才嶺地塊東緣發(fā)育兩條南北向展布的二疊紀花崗巖帶(巖石組合主要為花崗閃長巖、二長花崗巖和正長花崗巖)，其表現(xiàn)出高鉀鈣堿性系列特征，并具有富集輕稀土元素和大離子親石元素，虧損重稀土元素和高場強元素的特點，反映這兩條二疊紀花崗巖帶具有與俯沖帶巖漿巖相似的地球化學特征(Dongetal.，2018a)。同時，黑龍江雜巖的形成與演化歷史是記錄兩地塊之間牡丹江洋演化歷史的關(guān)鍵對象。結(jié)合黑龍江雜巖藍片巖的相關(guān)研究(黃映聰?shù)龋?008b；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015)，發(fā)現(xiàn)具有洋島屬性的藍片巖原巖主要形成于晚古生代-早中生代，并于早-中侏羅世發(fā)生峰期變質(zhì)作用。黑龍江雜巖斜長角閃巖的相關(guān)研究則表明其原巖主要形成于晚古生代-早中生代，地球化學特征顯示其原巖復雜，可能具有大陸裂谷屬性、MORB屬性或是弧屬性特征(頡頏強等，2008；Geetal.，2017；Zhuetal.，2017a，c；Dongetal.，2019)。綜合前人研究成果，目前地質(zhì)學界普遍認為松嫩-張廣才嶺地塊與佳木斯地塊之間的碰撞-拼貼發(fā)生在中生代(黃映聰?shù)龋?008b；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015；Dongetal.，2018a，b，2019)。然而，目前關(guān)于兩地塊間碰撞-拼貼過程仍然存在很大爭議(Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；Dongetal.，2017a，b，2018a，b)。其中，Zhouetal.(2009)和Zhuetal.(2015，2017 a，b，c，d)以黑龍江雜巖為研究對象，認為在佳木斯地塊與松嫩-張廣才嶺地塊之間曾經(jīng)存在裂谷，并伴隨裂谷的逐漸發(fā)展演化為牡丹江洋，牡丹江洋的俯沖消亡則代表了兩地塊的碰撞-拼貼(圖9)。然而，王楓(2013)通過對松嫩-張廣才嶺地塊原定“元古代”變質(zhì)地層進行研究，提出拼合-裂解-再拼合的模型解釋兩地塊的演化歷史。另外，Geetal.(2015a，2017)通過對黑龍江雜巖以及松嫩-張廣才嶺地塊東緣中生代花崗巖進行研究，認為牡丹江洋至少在早二疊世已經(jīng)存在，并提出這些巖石的形成均與大洋板塊的西向俯沖作用相關(guān)。Dongetal.(2017a，b，2018a，b，2019)根據(jù)黑龍江雜巖以及相關(guān)侵入巖進行研究，認為雙向俯沖模式更適合解釋牡丹江洋的演化歷史(圖10)。綜上所述，經(jīng)過眾多學者們的多年研究，雖然關(guān)于黑龍江雜巖的相關(guān)工作已經(jīng)取得豐碩成果，但是對于黑龍江雜巖形成與演化等問題仍存在爭議，這不僅包括黑龍江雜巖的原巖形成時代與巖石成因，也包括其所反映的地球動力學機制。這些問題主要是由于現(xiàn)有的研究大多以黑龍江雜巖中某種巖石類型為對象(往往選擇藍片巖)，從而缺乏對黑龍江雜巖內(nèi)多種類型巖石的系統(tǒng)研究。因此，對黑龍江雜巖進行全面系統(tǒng)的研究是東北地區(qū)近期亟待解決的關(guān)鍵科學問題之一。

5 結(jié)論

東北地區(qū)經(jīng)歷了復雜的巖漿-構(gòu)造-變質(zhì)演化歷史，以多個不同構(gòu)造屬性微陸塊間的碰撞-拼貼為特征，而且這些微陸塊之間的構(gòu)造演化過程與東北地區(qū)晚古生代巖漿作用密切相關(guān)。通過總結(jié)前人研究資料，認為額爾古納地塊、興安地塊以及松嫩-張廣才嶺地塊的西部，也就是大興安嶺地區(qū)，表現(xiàn)出一致的晚古生代巖漿作用期次(以石炭紀-二疊紀巖漿作用為主，伴隨少量泥盆紀巖漿作用)。然而，佳木斯地塊以及松嫩-張廣才嶺地塊東緣，也就是吉黑東部，具有與大興安嶺地區(qū)不同的巖漿巖空間分布特征，該區(qū)域晚古生代巖漿作用以二疊紀為主，伴隨少量晚石炭世巖漿巖。綜合東北地區(qū)巖漿巖年代學、地球化學以及同位素等資料，認為大興安嶺與吉黑東部地區(qū)具有不同的巖漿演化過程及地殼增生歷史，暗示不同的深部動力學過程。

致謝兩位審稿人對文章提出了寶貴修改意見，在此表示衷心感謝。