中国东北地区晚古生代构造-岩浆演化历史*

董玉 王锶淼 于倩 陈井胜 杨浩 葛文春 毕君辉 井佳浩

1. 吉林大学地球科学学院，长春 130061 2. 河北地质大学地球科学学院，石家庄 050031 3. 中国地质调查局沈阳地质调查中心，沈阳 1100344. 中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170

中亚造山带位于西伯利亚克拉通、塔里木克拉通以及华北克拉通之间，在其漫长的地质演化历史中，经历了小洋盆俯冲作用导致的陆壳增生，多块体拼贴和后续变形作用造成的陆壳改造，以及随之伴生的多期次岩浆-变质作用，因此与中亚造山带形成及演化相关的深部动力学过程一直是国内外地质学家们研究的热点问题(engöretal.，1993；Jahnetal.，2000a，b；Buslovetal.，2001；Badarchetal.，2002；苗来成等，2003；Windleyetal.，2007；肖文交等，2008；郭锋等，2009；Caietal.，2012；Xiao and Santosh，2014)。中国东北地区位于中亚造山带东段，该区域内晚古生代岩浆作用非常活跃，与古亚洲洋演化历史密切相关，因而探讨东北地区晚古生代岩浆岩的岩石学、年代学以及地球化学等问题，不仅能够反演区域壳幔物质组成、俯冲过程中洋壳、陆壳与地幔之间的相互作用，而且对揭示古亚洲洋的演化历史提供关键信息(Hongetal.，1994；Chenetal.，2000；周长勇等，2005；赵芝等，2010a，b；Wuetal.，2011；Lietal.，2014；Dongetal.，2016a，b；于倩，2017)。因此，近年来关于东北地区晚古生代岩浆作用等相关研究已逐渐成为研究热点，同时随着技术水平的不断进步，中国东北地区相关的地质认识也取得了重要进展(包括古亚洲洋构造域、蒙古-鄂霍茨克构造域以及古太平洋构造域等方面)，这对理解东北地区晚古生代岩浆-构造演化历史具有重要意义(Li，2006；Wuetal.，2007，2011；Zhouetal.，2009；赵芝等，2010a，b；Lietal.，2014；Geetal.，2015b，2017；Dongetal.，2016a，b；Liuetal., 2017；于倩，2017)。

1 中国东北区域构造格架

东北地区夹持于西伯利亚克拉通与华北克拉通之间，由多个不同构造属性的微陆块拼贴而成，且在拼贴演化过程中经历了多个构造域的叠加与改造作用，因而许多的岩浆、沉积及变质作用均与微陆块的拼贴及构造域的演化密切相关(Wuetal.，2011；Liuetal.，2017)。其中，东北地区的微陆块自西向东分别为：额尔古纳地块、兴安地块、松嫩-张广才岭地块、佳木斯地块以及那丹哈达地体(图1)。

1.1 额尔古纳地块

额尔古纳地块呈北东向展布，延伸达1500km以上，该地块的东南侧以塔源-喜桂图缝合带与兴安地块相连，西北侧与蒙古-鄂霍茨克缝合带相邻。额尔古纳地块发育了众多的北东向与近东西向断裂，其中规模较大的断裂为得尔布干和额尔古纳河断裂(唐杰，2016)。同时，额尔古纳地块上的岩浆岩非常发育，近年来的相关研究结果显示该地块主要存在四期岩浆作用：新元古代、早古生代、晚古生代以及中生代(葛文春等，2005a，b，2007；武广等，2005；周长勇等，2005；隋振民等，2006；秦秀峰等，2007；Wuetal.，2011；赵芝，2011；佘宏全等，2012；孙立新等，2012；Gouetal.，2013；Tangetal.，2013；张丽等，2013；Zhaoetal.，2014；唐杰，2016；赵硕等，2016)。此外，额尔古纳地块上出露的地层主要为前寒武系至中生界。其中，前寒武系主要为兴华渡口群、佳疙瘩组、额尔古纳河组，古生界为多宝山组、乌宾敖包组、卧都河组、泥鳅河组、红水泉组、莫尔根河组以及新伊根河组，中生界为南平组、塔木兰沟组、吉祥峰组、上库力组、伊列克得组与大磨拐河组(内蒙古自治区地质矿产局，1991；李文国，1996)。然而，近年来的相关研究发现，兴华渡口群的岩石类型多样，其中变质岩浆岩具有不同的原岩形成时代，因而兴华渡口群可能为一套新元古代-早古生代的大陆边缘或岛弧建造(苗来成等，2007；Wuetal.，2012；Geetal., 2015b)，而非下元古界。

1.2 兴安地块

兴安地块位于贺根山-黑河缝合带与塔源-喜桂图缝合带之间，与额尔古纳地块和松嫩-张广才岭地块相邻(图1)。兴安地块主要由古生代-中生代岩浆岩以及相关的火山-沉积地层构成，其中岩浆岩主要形成于早古生代、石炭纪-二叠纪、晚三叠世-中侏罗世以及早白垩世(孙德有等，2000；Wuetal.，2002，2011；施光海等，2003，2004；苗来成等，2003；鲍庆中等，2007；崔根等，2008；隋振民等，2009；Blightetal.，2010；张彦龙等，2010；张健等，2011；赵芝，2011；王兴安等，2012；赵焕利等，2012；崔芳华等，2013；田德欣等，2013；徐久磊等，2013；郭峰等，2014；赵忠海等，2014；Shietal.，2015；Zhouetal.，2015；刘希雯等，2015；吴荣泽等，2015；Dongetal.，2016a，b；Yuanetal.，2016；纪政等，2016；李世超等，2016)。兴安地块上出露的古生代至中生代地层主要为古生界铜山组、多宝山组、裸河组、瑷珲组、卧都河组、泥鳅河组、大民山组、安格尔音乌拉组、红水泉组、宝力高庙组、格根敖包组、大石寨组、哲斯组以及林西组，和中生界老龙头组、哈达陶勒盖组、万宝组、新民组、满克头鄂博组、玛尼吐组、白音高老组以及梅勒图组。其中，黑龙江省地质矿产局(1993)曾将兴安地块上零星出露的变质岩系称为扎兰屯群与新开岭群，并认为二者为兴安地块的前寒武纪基底组成，并将其与额尔古纳地块的兴华渡口群进行对比。然而，近年来高精度的年代学结果研究显示扎兰屯群与新开岭群的原岩时代并非前寒武纪，而是形成于早古生代、晚古生代以及中生代的不同时期，因此相关学者建议将其解体(苗来成等，2003；杨现力，2007；赵芝，2011；孙巍，2014)。

1.3 松嫩-张广才岭地块

松嫩-张广才岭地块是东北地区重要的构造单元之一(图1)，其夹持于华北克拉通、兴安地块以及佳木斯地块之间。松嫩-张广才岭地块在东北地区的分布面积较为广泛，主要由大兴安岭南段(西部)、松辽盆地(中部)以及小兴安岭-张广才岭(东部)组成。其中，大兴安岭南段的岩浆岩主要形成于晚古生代-中生代，同时该地区发育古生代和中、新生代地层。松辽盆地作为东北地区最大的中-新生代陆相含油气盆地，主要由浅变质-未变质的古生代地层、花岗质岩石以及片麻岩组成，其沉积盖层为侏罗系、白垩系、第三系以及第四系(章凤奇，2007)。此外，小兴安岭-张广才岭地区的岩浆-构造作用频繁，岩浆岩类型多样(酸性、中性、基性以及超基性岩石均有发育，但以花岗质岩石为主)。根据近年来发表的年代学资料，发现该地区的岩浆岩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；孙德有等，2004；刘建峰等，2008；Wangetal.，2012a，b，2014，2015；魏红艳，2012；魏连喜等，2013；Yuetal.，2013；王少轶和刘宝山，2014；Guoetal.，2016；王志伟，2017)。

1.4 佳木斯地块

佳木斯地块是东北地区具有前寒武纪结晶基底的古老微陆块，其向北延伸至俄罗斯境内的布列亚地块，向南与兴凯地块相连。前人曾认为佳木斯地块、布列亚地块以及兴凯地块是三个不同构造特征的微陆块，然而近年来的研究认为三者应是具有相同构造演化历史的统一块体，后被伊通-依兰断裂和敦化-密山断裂所改造(曹熹等，1992；Wildeetal.，1997，2000；Wuetal.，2011)。显生宙岩浆岩广泛分布于佳木斯地块，这些岩浆岩以花岗质岩石为主，是中国东北地区“花岗岩海”的重要组成部分(Wuetal.，2011)。根据已发表年代学资料，大致可将佳木斯地块的显生宙花岗质岩石划分为四个期次：早古生代寒武纪、晚古生代二叠纪以及中生代三叠纪和白垩纪。前人曾认为黑龙江杂岩和麻山杂岩是佳木斯地块最古老的两套地层单元(太古代-元古代；曹熹等，1992；党延松和李德荣，1993；黑龙江省地质矿产局，1993)，但是深入研究发现认为二者并非传统的连续沉积地层。黑龙江杂岩具有多种类型岩石，包括基性-超基性变质岩(蓝片岩、斜长角闪岩、绿片岩、蛇纹岩)以及变质沉积岩(云母片岩、石英片岩、变硅质岩以及大理岩等)，是记录佳木斯地块和松嫩-张广才岭地块碰撞-拼合历史的俯冲增生杂岩(曹熹等，1992；张兴洲，1992；李锦轶等，1999；Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；Dongetal.，2017a，b)。麻山杂岩主要由深成侵入岩和表壳岩组成，表现出与成矿密切联系的含石墨孔兹岩系特征(Wildeetal.，1997，2000，2003，2010)。麻山杂岩经历泛非期麻粒岩相变质作用，同时近年来详细的研究认为其峰期变质作用发生于～563Ma，随后表现为546～476Ma的退变质作用(杨浩，2017)。

1.5 那丹哈达地体

那丹哈达地体，又称完达山造山带，其位于东北地区的最东部(图1)，属于滨太平洋增生造山带的重要组成部分。那丹哈达地体主要由跃进山杂岩、饶河杂岩及早白垩世岩浆岩组成。其中，跃进山增生杂岩整体呈NNE向展布，主要包括强变形的浅变质岩、花岗质岩石以及镁铁质-超镁铁质岩石(杨金中等，1998)。饶河杂岩主要由三叠纪-侏罗纪的深海沉积物-火山岩以及晚侏罗世-早白垩世陆源海相碎屑沉积物组成(程瑞玉等，2006；Zhouetal.，2014)。近年来的相关研究基本可以限定饶河杂岩的就位时间为晚侏罗世-早白垩世(程瑞玉等，2006；Wuetal.，2011；孙明道，2013；Zhouetal.，2014；Wangetal.，2017)，但是关于跃进山杂岩的就位时间仍然存在争议(杨金中等，1998；Zhouetal.，2014；毕君辉，2018)。

2 中国东北地区晚古生代岩浆作用的时空分布特征

2.1 大兴安岭地区

大兴安岭地区主要包括额尔古纳地块、兴安地块以及松嫩-张广才岭地块的西部(松辽盆地以西地区)。根据近年来的高精度年代学研究资料发现，大兴安岭地区早期被认为属于晚古生代的岩浆岩，实际上大多形成于中生代(图2；Wuetal.，2003，2007，2011；葛文春等，2005b；隋振民等，2007)，因此重新厘定大兴安岭地区晚古生代岩浆作用的时空分布特征具有重要的研究意义(图2、图3)。根据总结前人相关研究成果(电子版附表1)，认为大兴安岭地区晚古生代岩浆作用以石炭纪-二叠纪为主，其中早石炭世岩浆作用的产物为辉长岩-闪长岩-花岗岩组合，晚石炭世产物以花岗质岩石为主并有少量辉长岩，而大兴安岭地区二叠纪岩浆作用以花岗质岩石为主要产物(Wuetal.，2002，2011；苗来成等，2003；周长勇等，2005；隋振民等，2009；张彦龙等，2010；佘宏全等，2012；Fengetal.，2015；Dongetal.，2016a；任子慧等，2017；于倩，2017；Jietal.，2018；Tianetal.，2018；谢健等，2018；赵迪等，2018；Gouetal.，2019)。此外，大兴安岭地区出露的泥盆纪岩浆岩非常少，目前在额尔古纳地块上报道过少量早泥盆世闪长岩-花岗岩(Wuetal.，2011)，同时还有少量晚泥盆世花岗岩分布在兴安地块之上(Wuetal.，2011；佘宏全等，2012；Jietal.，2022)。根据全岩地球化学分析资料，发现这些大兴安岭晚古生代岩浆岩大部分具有富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损重稀土元素和高场强元素(明显的Nb、Ta负异常)的特点，表现出典型的弧属性特征(图4、图5)。

附表1 中国东北地区晚古生代侵入岩年龄数据统计表Appendix Table 1 Geochronological data from the Late Paleozoic intrusive rocks in NE China

续附表1Continued Appendix Table 1序号样品号地区采样位置岩性年龄(Ma)测试方法参考文献45Xp52Tw石英闪长岩315±5SHRIMP鲍庆中等,200746QTw乌兰沟石英闪长岩315±4SHRIMP鲍庆中等,200747Xp4Tw白音高勒石英闪长岩323±4SHRIMP鲍庆中等,200748D9003煤田E121°21'01.6″、N49°21'18.5″闪长岩335±3LA-ICP-MS于倩,201749D9006煤田E121°17'17.0″、N49°21'01.7″辉长岩336±2LA-ICP-MS于倩,201750PM007-1煤田E121°15'10.3″、N49°19'33.5″辉长岩354±3LA-ICP-MS于倩,20175113GW302五七E121°35'57.1″、N49°29'36.5″正长花岗岩311±2LA-ICP-MS于倩,201752PM011-1十里沟E121°04'18.9″、N49°18'34.0″花岗闪长岩294±2LA-ICP-MS于倩,201753PM012-1-3十里沟E121°04'05.5″、N49°20'41.9″二长花岗岩298±3LA-ICP-MS于倩,20175413GW398杜拉尔E119°41'48″、N47°25'32″石英闪长岩322±2LA-ICP-MS于倩,20175513GW400杜拉尔E119°44'18″、N47°25'55″二长闪长岩318±3LA-ICP-MS于倩,20175613GW402杜拉尔E119°45'14.8″、N47°26'25.7″二长花岗岩324±2LA-ICP-MS于倩,20175715GW269杜拉尔E119°41'47.9″、N47°25'27.1″闪长质包体325±4LA-ICP-MS于倩,20175813GW370桑多尔E120°33'32.3″、N47°45'07.7″正长花岗岩289±3LA-ICP-MS于倩,20175913GW381桑多尔E120°22'27.1″、N47°41'39.0″正长花岗岩292±2LA-ICP-MS于倩,20176014GW461西斯图E125°31'55.9″、N49°46'36.8″二长花岗岩316±2LA-ICP-MS于倩,20176114GW471新立村E125°44'56.7″、N49°51'27.4″二长花岗岩323±2LA-ICP-MS于倩,20176214GW474南街村E125°47'04.9″、N49°46'08.7″正长花岗岩291±1LA-ICP-MS于倩,20176314GW480依克特E125°49'15.5″、N49°57'41.4″二长花岗岩307±5LA-ICP-MS于倩,20176414GW483长江村E125°17'33.1″、N49°36'23.2″正长花岗岩291±1LA-ICP-MS于倩,20176504GW016新沙力E121°47'40.5″、N48°47'14.5″辉长闪长岩358±2SIMSDong et al.,2016a6604GW021二十号E121°42'10.8″、N48°48'26.4″闪长岩294±4SIMSDong et al.,2016a6704GW025兴安E121°39'55.5″、N48°49'17.8″二长花岗岩308±3SIMSDong et al.,2016a6804GW023新南沟E121°42'18.5″、N48°47'38.7″正长花岗岩308±3LA-ICP-MSDong et al.,2016a6914GW179兴安E121°39'17.5″、N48°49'41.5″二长花岗岩309±2LA-ICP-MSDong et al.,2016a7014GW190二十号E121°42'09.5″、N48°48'27.6″闪长岩294±2LA-ICP-MSDong et al.,2016a71GW03008塔源E124°23'05.0″、N51°29'49.0″二长花岗岩318±4LA-ICP-MSDong et al., 20207216GW228塔源E124°19'35.0″、N51°31'09.0″二长花岗岩319±2LA-ICP-MSDong et al., 202073GW03015塔源E124°23'10.0″、N51°29'51.0″闪长质包体322±5LA-ICP-MSDong et al., 20207416GW236塔源E124°19'38.0″、N51°31'11.0″辉长质包体320±2LA-ICP-MSDong et al., 202075Ty02塔源E124°19'38.6″、N51°31'13.8″变辉长岩315±3SIMSFeng et al., 201576Ty05塔源E124°27'48.0″、N51°27'33.2″变辉长岩312±3SIMSFeng et al., 201577Jw04塔源E124°28'46.2″、N50°35'56.0″变辉长岩306±9SIMSFeng et al., 201578Jf05塔源E123°08'31.3″、N50°24'16.0″变辉长岩308±7SIMSFeng et al., 20157914SD015-3塔源E124°15'14.8″、N51°26'11.8″辉长岩308±4LA-ICP-MSGou et al., 20198016X26-2塔源E124°51'53.1″、N51°27'30.8″辉长岩311±3LA-ICP-MSGou et al., 20198116X31-1塔源E124°23'50.4″、N51°29'33.1″辉长岩315±3LA-ICP-MSGou et al., 20198216X32-1塔源E124°23'03.9″、N51°29'47.7″辉长岩310±4LA-ICP-MSGou et al., 20198314SD001塔源E124°19'19.4″、N51°30'55.4″二长花岗岩314±3LA-ICP-MSGou et al., 20198416X31-3塔源E124°23'50.4″、N51°29'33.1″二长花岗岩314±4LA-ICP-MSGou et al., 20198516X32-9塔源E124°23'03.9″、N51°29'47.7″二长花岗岩317±4LA-ICP-MSGou et al., 20198614SD015-2塔源E124°15'23.1″、N51°26'09.3″石英二长岩310±3LA-ICP-MSGou et al., 20198713GW340梨子山铁矿E121°07'03.0″、N48°21'45.9″花岗闪长岩312±2LA-ICP-MSJi et al., 20188813GW344塔尔气西E121°06'58.2″、N48°01'08.5″花岗闪长岩310±1LA-ICP-MSJi et al., 20188913GW356塔尔气-红花尔基E120°36'05.1″、N48°03'53.2″花岗闪长岩302±2LA-ICP-MSJi et al., 2018

2.2 松辽盆地

松辽盆地充填了巨厚的侏罗系、白垩系、第三系以及第四系沉积盖层，其厚度大部分为3000～7000m，最厚可超过10000m(章凤奇，2007)，从而导致对该地区晚古生代岩浆产物的识别存在较大困难。目前已报道的相关年龄结果非常少，且均来自于钻孔数据。通过对钻孔岩芯岩石进行研究，发现花岗质岩石仍然是松辽盆地晚古生代岩浆作用的主要产物，同时测年工作获得了晚泥盆世(368±7Ma、361±2Ma)、早石炭世(331±8Ma)、晚石炭世(319±1Ma、305±2Ma)以及早二叠世(279±3.4Ma)等U-Pb年龄(Wuetal.，2001；Gaoetal.，2007；Peietal.，2007；王兴光和王颖，2007)。此外，目前关于松辽盆地晚古生代岩浆岩地球化学特征等相关研究也非常薄弱，缺乏系统的研究工作。

2.3 吉黑东部

吉黑东部主要是松辽盆地以东地区，主要包括松嫩-张广才岭地块东缘、佳木斯地块等地。近年来，高精度的测年研究工作发现晚古生代岩浆岩广泛发育于吉黑东部地区(图2、图3)，该期岩浆作用的产物以二叠纪花岗质岩石为主，伴随少量二叠纪辉长岩，同时还分布少量晚石炭世花岗质岩石(吴福元等，2001；黄映聪等，2008a；于介江等，2013；张磊等，2013；毕君辉等，2014；Yangetal.，2015a，b，2016；Bietal.，2016；丛智超等，2016；Dongetal.，2017a，b；毕君辉，2018)。这些晚古生代花岗质岩石和辉长岩普遍表现出典型的弧属性特征(图4、图6)，具有富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损重稀土元素和高场强元素(显著的Nb、Ta负异常)特征。此外，松嫩-张广才岭地块与佳木斯地块间发育的黑龙江杂岩，与晚古生代岩浆作用密切相关，其形成与演化记录了两地块间复杂的碰撞-拼贴历史(Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；毕君辉，2018)。黑龙江杂岩中变质基性岩(如蓝片岩、斜长角闪岩)原岩主要形成于二叠纪(Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c；毕君辉，2018)，其中蓝片岩原岩具有OIB或MORB的地球化学属性(图4、图6；黄映聪等，2008b；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015)，斜长角闪岩的原岩则相对复杂，可能具有大陆裂谷属性、MORB属性或是弧属性特征(颉颃强等，2008；Geetal.，2017；Zhuetal.，2017a，c；Dongetal.，2019)。

3 中国东北地区微陆块间亲缘性

东北地区由不同构造属性的微陆块组成，研究这些微陆块之间的亲缘性对于理解东北地区构造演化历史具有重要意义。通过总结前人研究资料，认为额尔古纳地块、兴安地块以及松嫩-张广才岭地块的西部，也就是大兴安岭地区，表现出一致的晚古生代岩浆作用期次(以石炭纪-二叠纪岩浆作用为主，伴随少量泥盆纪岩浆作用)(Wuetal.，2002，2011；苗来成等，2003；周长勇等，2005；隋振民等，2009；张彦龙等，2010；佘宏全等，2012；Fengetal.，2015；Dongetal.，2016a；任子慧等，2017；于倩，2017；Jietal.，2018；Tianetal.，2018；谢健等，2018；赵迪等，2018；Gouetal.，2019)。然而，佳木斯地块以及松嫩-张广才岭地块东缘，也就是吉黑东部，具有与大兴安岭地区不同的年代学格架，其晚古生代岩浆作用以二叠纪为主，伴随少量晚石炭世岩浆岩(吴福元等，2001；黄映聪等，2008a；于介江等，2013；张磊等，2013；毕君辉等，2014；Yangetal.，2015a，b，2016；Bietal.，2016；丛智超等，2016；Dongetal.，2017a，b；毕君辉，2018)。上述岩浆岩时空分布特征反映大兴安岭与吉黑东部地区具有不同的岩浆演化历史，可能与微陆块间的亲缘性有关。

同时，值得注意的是，东北地区显生宙花岗质岩石普遍具有正εHf(t)值以及较年轻的模式年龄，暗示东北地区在显生宙发生了强烈的地壳增生事件，这与全球大陆地壳增生的主要时间(太古代-早元古代)明显不同(Armstrong，1991)。本文通过统计前人发表的锆石Hf同位素组成(图7、电子版附表2)，尝试通过地壳增生角度对比不同微陆块之间的亲缘性。首先，额尔古纳地块发育的花岗质岩石普遍具有正εHf(t)值和较老的二阶段模式年龄(中-新元古代)，暗示该地块在中-新元古代发生过地壳增生事件(葛文春等，2007；张彦龙等，2008；Gouetal.，2013；Tangetal.，2013；唐杰，2016)。其次，兴安地块上的花岗质岩石具有正εHf(t)值以及年轻的二阶段模式年龄(新元古代-显生宙)，代表该地块的地壳增生主要发生在新元古代-显生宙(隋振民等，2009；赵芝等，2010b；张彦龙等，2010；周漪等，2011；徐美君等，2013；刘希雯等，2015；田德欣，2015；Dongetal.，2016a，b；Yangetal.，2016；纪政等，2016)。此外，松嫩-张广才岭地块的岩浆岩表现出与兴安地块一致的Hf同位素组成特征(陈井胜，2009；Lietal.，2014；Yuetal.，2017)，具有正εHf(t)值以及年轻的二阶段模式年龄(新元古代-显生宙)，暗示二者具有相似的构造属性以及演化历史。然而，松嫩-张广才岭地块东缘发育的岩浆岩中锆石Hf同位素组成变化较大，其中εHf(t)值正负相伴，且具有古老的二阶段模式年龄(古元古代-中元古代)，可能代表古老地壳物质的加入(Wangetal.，2012b，2016；魏红艳，2012；Yuetal.，2013；徐美君等，2013；Guoetal.，2016)。同时，佳木斯地块发育的花岗质岩石表现出与松嫩-张广才岭地块东缘相似的同位素特征(于介江等，2013；Bietal.，2014；Yangetal.，2014，2015a，b；毕君辉等，2014；Guoetal.，2016；董玉等，2016；Dongetal.，2017a，b，2018b)，也具有变化较大的Hf同位素组成，其εHf(t)值也是正负相伴，二阶段模式年龄从古元古代变化到新元古代，并且随着岩石年龄逐渐变年轻，锆石εHf(t)值也由负到正发生变化，暗示不断有亏损地幔或者新生地壳物质的参与。值得注意的是，以往普遍认为佳木斯地块与东北地区内各微陆块一样，均是中亚造山带的重要组成部分，然而近年来相关研究表明，佳木斯地块可能与中国东北地区各微陆块具有不同的构造-岩浆-变质作用演化历史，暗示佳木斯地块为外来块体(Wildeetal.，1997，2000，2003；杨浩，2017)。

附表2 中国东北地区花岗质岩石的锆石Hf同位素组成特征Appendix Table 2 The zircon Hf isotopic compositions for granitic rocks in NE China

续附表2Continued Appendix Table 2序号样品号岩性年龄(Ma)测试方法εHf(t)tDM2 (Ma)参考文献12GW05039花岗闪长岩475±2LA-ICPMS-13.89～+0.081442～2322葛文春等,200713GW05044花岗闪长岩465±1LA-ICPMS+0.30～+4.961125～1421葛文春等,200714GW05058花岗闪长岩461±1LA-ICPMS+2.08～+6.441028～1305葛文春等,200715GW05056花岗闪长岩460±1LA-ICPMS+2.13～+4.951122～1301葛文春等,200716M207-1正长花岗岩360±5LA-ICPMS+12.0～+12.8545～598Gou et al., 201317M424-1二长花岗岩304±4LA-ICPMS+6.9～+9.2754～880Gou et al., 201318M196-1正长花岗岩256±3LA-ICPMS+6.1～+9.4680～895Gou et al., 201319M543-5花岗闪长岩251±3LA-ICPMS+6.2～+9.3687～882Gou et al., 20132011ER18-1二长花岗岩247±2LA-ICPMS+0.9～+3.2966～1171唐杰,20162111ER16-1花岗闪长岩246±1LA-ICPMS+0.2～+1.31072～1132唐杰,20162213ER31-1花岗闪长岩246±1LA-ICPMS-0.7～+1.81151～1318唐杰,20162311ER17-1正长花岗岩242±3LA-ICPMS+4.2～+6.6773～905唐杰,201624ER15-1花岗闪长岩241±5LA-ICPMS-2.0～-0.41163～1248唐杰,201625ER12-1正长花岗岩229±4LA-ICPMS-1.4～-4.9947～1172唐杰,20162613ER46-1花岗闪长岩228±2LA-ICPMS+4.3～+6.3861～985唐杰,20162713ER46-4花岗闪长岩228±2LA-ICPMS+3.7～+6.6838～1022唐杰,20162811ER9-1正长花岗岩224±2LA-ICPMS-1.5～-0.21268～1352唐杰,20162911ER26-1二长花岗岩206±2LA-ICPMS+0.6～+1.71137～1206唐杰,20163012ER16-3二长花岗岩206±2LA-ICPMS-0.1～+0.81191～1248唐杰,20163112ER34-1正长花岗岩206±1LA-ICPMS+2.9～+3.9994～1062唐杰,20163212ER17-1二长花岗岩205±2LA-ICPMS-1.8～+0.21230～1357唐杰,20163312ER19-1正长花岗岩205±1LA-ICPMS+1.1～+3.9995～1170唐杰,20163411ER13-1二长花岗岩203±3LA-ICPMS+2.1～+3.21039～1105唐杰,20163511ER10-1二长花岗岩202±2LA-ICPMS+0.5～+2.31096～1208唐杰,20163612ER27-1花岗闪长岩197±2LA-ICPMS+3.5～+5.0920～1013唐杰,20163713ER6-1正长花岗岩196±1LA-ICPMS+2.8～+6.1847～1057唐杰,20163813ER21-1花岗闪长岩195±1LA-ICPMS+1.3～+3.9984～1151唐杰,201639ER6正长花岗岩186±3LA-ICPMS+2.8～+11.6489～1052唐杰,201640ZKS1-1二长花岗岩185±1LA-ICPMS+4.0～+8.3698～973唐杰,201641MZ18-2二长花岗岩180±2LA-ICPMS+6.4～+11.2508～818唐杰,20164212ER2-1正长花岗岩152±2LA-ICPMS+3.8～+6.9759～958唐杰,20164313ER48-1正长花岗岩150±2LA-ICPMS+0.8～+3.6970～1156唐杰,20164412ER8-1正长花岗岩140±1LA-ICPMS+5.6～+9.2604～833唐杰,2016450075-7花岗闪长岩132±3LA-ICPMS+1.3～+5.9808～1102张彦龙等,2008460076-9花岗闪长岩131±3LA-ICPMS+2.0～+8.2659～1058张彦龙等,2008兴安地块01WE14-1花岗闪长岩331±4LA-ICPMS+12.78～+14.54443～603赵芝等,2010b02GW07005花岗闪长岩319±3LA-ICPMS+7.8～+12.10627～954张彦龙等,201003GW07007二长花岗岩316±4LA-ICPMS+5.85～+9.05753～958张彦龙等,201004GW07009二长花岗岩315±4LA-ICPMS+7.17～+10.28675～865张彦龙等,20100513GW443碱长花岗岩315±3LA-ICPMS+10.1～+15.1364～682田德欣,20150613GW460碱长花岗岩310±2LA-ICPMS+7.8～+12.9502～823田德欣,20150714GW179二长花岗岩309±2LA-ICPMS+6.34～+12.72484～841Dong et al., 2016a0804GW023正长花岗岩308±3LA-ICPMS+6.53～+12.06648～1149Dong et al., 2016a0904GW025二长花岗岩308±3SIMS+8.56～+11.81677～972Dong et al., 2016a1013GW436碱长花岗岩307±2LA-ICPMS+8.8～+13.8440～696田德欣,20151113GW450碱长花岗岩306±2LA-ICPMS+7.6～+13.5458～835田德欣,201512GW05157碱长花岗岩298±2LA-ICPMS+7.11～+11.01611～861隋振民等,2009

4 东北地区晚古生代微陆块碰撞-拼贴历史

东北地区经历了复杂的构造-岩浆演化历史，以多个不同构造属性微陆块间的碰撞-拼贴为特征。根据岩石学、年代学以及地球化学等系统研究，地质学界普遍认为额尔古纳地块与兴安地块已于早古生代早期沿塔源-喜桂图缝合带完成碰撞-拼贴(李瑞山，1991；葛文春等，2005a；张丽等，2013；Zhouetal.，2015)。关于兴安地块与松嫩-张广才岭地块以及松嫩-张广才岭地块与佳木斯地块之间的碰撞-拼贴历史一直是东北地区研究的热点问题，而且这些微陆块之间的构造演化过程与东北地区晚古生代岩浆作用密切相关(详见下文)，但仍然存在较大争议(李锦轶等，1999；Li，2006；Wuetal.，2007；Geetal.，2015a，2017；Dongetal., 2016a，2017a，b，2018a, b；Liuetal., 2017；于倩，2017)。另外，那丹哈达地体表现出异源属性的外来块体特征，其可能是从低纬度地区在晚中生代才增生到亚洲大陆边缘(Mizutani and Kojima，1992；田东江，2007；张兴洲和马志红，2010；Wuetal.，2011)。

4.1 兴安地块与松嫩-张广才岭地块之间的碰撞-拼贴历史

兴安地块与松嫩-张广才岭地块之间的碰撞-拼贴历史问题一直是东北地区晚古生代岩浆-构造演化研究的热点，而且目前尚存在较大争议(张梅生等，1998；Chenetal.，2000，2009；孙德有等，2000；Nozaka and Liu，2002；苗来成等，2003；Miaoetal.，2008；周长勇等，2005；Li，2006；王成文等，2009；Wuetal.，2011；Dongetal.，2016a；Yuetal.，2017)。其中，针对两地块之间的碰撞-拼贴时间问题，存在几种不同的认识，包括：晚志留世(王成文等，2009)、晚泥盆世-石炭纪(张梅生等，1998；Li，2006)、石炭纪-二叠纪(孙德有等，2000；周长勇等，2005；Wuetal.，2011)、晚二叠世-早三叠世(Chenetal.，2000，2009；苗来成等，2003；Miaoetal.，2008；Dongetal.，2016a；Yuetal.，2017)以及早白垩世(Nozaka and Liu，2002)等不同观点。造成以上争议的主要原因是无法准确限定大兴安岭地区晚古生代岩浆岩形成相关的构造背景。晚古生代岩浆岩在大兴安岭地区较为发育，这些晚古生代岩浆岩的形成与兴安地块和松嫩-张广才岭地块的碰撞-拼合过程密切相关，但是关于这些岩浆岩形成构造环境的认识一直未能达成共识，它们究竟是形成于俯冲环境？伸展环境？还是其它的构造环境？不同的学者有不同的观点(张梅生等，1998；Chenetal.，2000，2009；孙德有等，2000；Nozaka and Liu，2002；苗来成等，2003；周长勇等，2005；Li，2006；Miaoetal.，2008；王成文等，2009；Wuetal.，2011；Dongetal.，2016a；Yuetal.，2017)。Chenetal.(2000)根据苏尼特左旗碰撞花岗岩(250～230Ma)和弧岩浆岩(310Ma)的形成时代，认为索伦缝合带的最终缝合时间可能是在晚古生代-中生代(310～230Ma)。苗来成等(2003)根据小兴安岭西北部科洛杂岩的变质年龄(216Ma)，认为该缝合带于中生代碰撞拼合。但是，目前很多学者认为索伦-嫩江-黑河缝合带在二叠纪之前已经闭合(张梅生等，1998；Li，2006；王成文等，2009；Lietal.，2014)，其重要依据是沿该缝合带发育有290～260Ma的A型花岗岩，然而经研究发现这些A型花岗岩可能不是造山后伸展作用的产物，而可能与俯冲板片的断离作用有关(Wuetal.，2002；Dongetal.，2016a)。而且，Dongetal.(2016a)通过对大兴安岭博克图地区早二叠世辉长闪长岩(294Ma)进行年代学与地球化学研究，认为该期岩浆作用可能与俯冲作用相关，暗示兴安地块与松嫩地块在早二叠世还未碰撞拼合。这一推论得也到了苗来成等(2003)、Miaoetal.(2008)的支持。苗来成等(2003)报道了“新开岭群”构造片岩的原岩年龄(292±6Ma)，其原岩为一套中酸性火成岩，并且原岩的形成与岛弧建造有关。同时，Miaoetal.(2008)认为贺根山辉长岩的形成时代为298～290Ma，而且这些辉长岩与俯冲作用密切相关。此外，于倩(2017)认为贺根山洋在早石炭世-早二叠世处于持续俯冲阶段，并在中三叠世-晚三叠世处于造山后伸展阶段，先前俯冲的大洋板片发生断离，引起兴安地块下部软流圈上涌，岩石圈发生伸展减薄。因而，综合兴安地块晚古生代-早中生代岩浆活动的时空分布特征、构造阶段转换特征以及地层学资料，于倩(2017)认为兴安地块与松嫩-张广才岭地块之间的碰撞-拼贴时间为中二叠世-早三叠世(图8)。综上，虽然目前关于兴安地块与松嫩-张广才岭地块之间的碰撞-拼贴历史(尤其是拼贴时间)仍然存在争议，但是两地块于中二叠世-早三叠世发生碰撞-拼贴的观点已被部分学者接受，望今后能够从不同研究角度验证该问题。

4.2 松嫩-张广才岭地块与佳木斯地块之间的碰撞-拼贴历史

目前关于松嫩-张广才岭地块与佳木斯地块之间碰撞-拼贴历史的相关认识仍然存在较大分歧，争论的焦点集中于两地块的碰撞-拼贴时间及相关演化过程(曹熹等，1992；张兴洲，1992；黑龙江省地质矿产局，1993；李锦轶等，1999；Wuetal.，2007；颉颃强等，2008；Zhouetal.，2009；王枫，2013；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；Dongetal.，2017a，b，2018a，b)。前者有3种不同的观点：大多数学者认为两地块的碰撞-拼贴发生于中生代(Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；Dongetal.，2017a，b，2018a，b)，也有少数人认为该事件发生在早古生代(张兴洲，1992；李锦轶等，1999；颉颃强等，2008；王枫，2013)或元古代(曹熹等，1992；黑龙江省地质矿产局，1993)。关于松嫩-张广才岭地块与佳木斯地块之间牡丹江洋的消减过程，争议则是仅存在西向俯冲作用，还是具有双向俯冲的特征(Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015，2017a，b，c，d；Dongetal.，2017a，b，2018a，b；Jingetal.，2022)？

吉黑东部发育的大规模晚古生代岩浆岩与松嫩-张广才岭地块和佳木斯地块之间牡丹江洋的演化历史密切相关(吴福元等，2001；黄映聪等，2008a，b；魏红艳，2012；杨浩等，2012；Yuetal.，2013；张磊等，2013；Yangetal.，2015a，b，2017)。根据年代学和地球化学结果(吴福元等，2001；黄映聪等，2008a；魏红艳，2012；杨浩等，2012；Yuetal.，2013；张磊等，2013；Yangetal.，2015a，b，2017；Dongetal.，2017a，b)，发现佳木斯地块和松嫩-张广才岭地块东缘发育两条南北向展布的二叠纪花岗岩带(岩石组合主要为花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩)，其表现出高钾钙碱性系列特征，并具有富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损重稀土元素和高场强元素的特点，反映这两条二叠纪花岗岩带具有与俯冲带岩浆岩相似的地球化学特征(Dongetal.，2018a)。同时，黑龙江杂岩的形成与演化历史是记录两地块之间牡丹江洋演化历史的关键对象。结合黑龙江杂岩蓝片岩的相关研究(黄映聪等，2008b；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015)，发现具有洋岛属性的蓝片岩原岩主要形成于晚古生代-早中生代，并于早-中侏罗世发生峰期变质作用。黑龙江杂岩斜长角闪岩的相关研究则表明其原岩主要形成于晚古生代-早中生代，地球化学特征显示其原岩复杂，可能具有大陆裂谷属性、MORB属性或是弧属性特征(颉颃强等，2008；Geetal.，2017；Zhuetal.，2017a，c；Dongetal.，2019)。综合前人研究成果，目前地质学界普遍认为松嫩-张广才岭地块与佳木斯地块之间的碰撞-拼贴发生在中生代(黄映聪等，2008b；Zhouetal.，2009；Geetal.，2015a，2017；Zhuetal.，2015；Dongetal.，2018a，b，2019)。然而，目前关于两地块间碰撞-拼贴过程仍然存在很大争议(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)以黑龙江杂岩为研究对象，认为在佳木斯地块与松嫩-张广才岭地块之间曾经存在裂谷，并伴随裂谷的逐渐发展演化为牡丹江洋，牡丹江洋的俯冲消亡则代表了两地块的碰撞-拼贴(图9)。然而，王枫(2013)通过对松嫩-张广才岭地块原定“元古代”变质地层进行研究，提出拼合-裂解-再拼合的模型解释两地块的演化历史。另外，Geetal.(2015a，2017)通过对黑龙江杂岩以及松嫩-张广才岭地块东缘中生代花岗岩进行研究，认为牡丹江洋至少在早二叠世已经存在，并提出这些岩石的形成均与大洋板块的西向俯冲作用相关。Dongetal.(2017a，b，2018a，b，2019)根据黑龙江杂岩以及相关侵入岩进行研究，认为双向俯冲模式更适合解释牡丹江洋的演化历史(图10)。综上所述，经过众多学者们的多年研究，虽然关于黑龙江杂岩的相关工作已经取得丰硕成果，但是对于黑龙江杂岩形成与演化等问题仍存在争议，这不仅包括黑龙江杂岩的原岩形成时代与岩石成因，也包括其所反映的地球动力学机制。这些问题主要是由于现有的研究大多以黑龙江杂岩中某种岩石类型为对象(往往选择蓝片岩)，从而缺乏对黑龙江杂岩内多种类型岩石的系统研究。因此，对黑龙江杂岩进行全面系统的研究是东北地区近期亟待解决的关键科学问题之一。

5 结论

东北地区经历了复杂的岩浆-构造-变质演化历史，以多个不同构造属性微陆块间的碰撞-拼贴为特征，而且这些微陆块之间的构造演化过程与东北地区晚古生代岩浆作用密切相关。通过总结前人研究资料，认为额尔古纳地块、兴安地块以及松嫩-张广才岭地块的西部，也就是大兴安岭地区，表现出一致的晚古生代岩浆作用期次(以石炭纪-二叠纪岩浆作用为主，伴随少量泥盆纪岩浆作用)。然而，佳木斯地块以及松嫩-张广才岭地块东缘，也就是吉黑东部，具有与大兴安岭地区不同的岩浆岩空间分布特征，该区域晚古生代岩浆作用以二叠纪为主，伴随少量晚石炭世岩浆岩。综合东北地区岩浆岩年代学、地球化学以及同位素等资料，认为大兴安岭与吉黑东部地区具有不同的岩浆演化过程及地壳增生历史，暗示不同的深部动力学过程。

致谢两位审稿人对文章提出了宝贵修改意见，在此表示衷心感谢。