中国东北地区显生宙岩浆作用和洋-陆格局及其与气候演变的关系*

杨浩 葛文春 纪政 井佳浩 董玉 景妍

1.吉林大学地球科学学院，长春 130061 2.中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029

从地质历史的长尺度来看，地球呈现出温室气候和冰室气候周期性交替演变的显著特征(Brooks, 1926; Hoffman, 2009)。在整个显生宙期间，地球的气候以温室状态为主，并伴有晚奥陶世、晚古生代和中-晚新生代三次大幅度降温向冰室状态的转变(Bergmanetal., 2004; Finneganetal., 2011; Montaez and Poulsen, 2013; Macdonaldetal., 2019)。全球气候(地球表面温度)主要受太阳辐射总强度、地球平均反照率以及温室气体浓度共同控制。现有的研究揭示显生宙期间地球表面温度与大气圈CO2浓度基本同步变化，表明温室气体CO2浓度是主导温室-冰室气候转变的关键因素(Berner and Kothavala, 2001; Royeretal., 2004; Cameetal., 2007)。在超过百万年的时间尺度，大气圈CO2浓度的变化是碳源(火山-变质作用脱气、有机碳氧化风化)和碳汇(硅酸盐化学风化、有机碳埋藏)过程耦合的结果，但关于两者之间发挥作用的差异以及贡献程度的认识还不明确(Walkeretal., 1981; Raymo, 1991; Berner and Caldeira, 1997; Lee and Lackey, 2015; Leeetal., 2015; McKenzieetal., 2016; Macdonaldetal., 2019)。通过统计全球不同时代沉积岩中碎屑锆石U-Pb年龄(McKenzieetal., 2016)以及估算全球花岗质岩石出露面积(Caoetal., 2017)，一些学者建立了750～720Ma以来全球大陆弧时空分布格架，发现早古生代、中生代温室气候期间大陆弧岩浆作用广泛发育，而大陆弧全球分布骤减阶段则与成冰纪、晚奥陶世、晚古生代和中-晚新生代冰室气候对应，进而提出洋-陆俯冲过程中火山-变质作用脱气是控制大气圈CO2浓度长期变化的决定性因素(McKenzieetal., 2016; Caoetal., 2017; Lee and Dee, 2019)。与此不同的是，另外一些学者将全球气候的变冷归因于碳汇通量的增加，比如印度-欧亚板块碰撞造山加剧硅酸盐风化剥蚀导致中-晚新生代冰室气候的出现(Raymo and Ruddiman, 1992)、陆地植物的繁盛提升有机碳埋藏效率诱发晚古生代大冰期的来临(Ibarraetal., 2019)、以及大量蛇绿混杂岩低纬度(镁铁质-超镁铁质岩在热带区域易于风化吸收CO2)仰冲就位控制中-晚新生代全球变冷(Kent and Muttoni, 2013; Jagoutzetal., 2016)。最近，Macdonaldetal.(2019)系统总结了全球范围内显生宙主要弧-陆碰撞缝合带的古地理位置以及大陆冰川的时空展布，发现低纬度弧-陆碰撞缝合带的长度与全球大陆冰川发育的程度存在显著的正相关性，据此提出热带弧-陆碰撞规模的不同是显生宙期间大气圈CO2浓度波动的主要原因，对温室-冰室气候周期性转变起到了一级控制作用。

从上面分析可以看出，全球古气候演变涉及复杂多样的构造过程，不同构造过程之间互相影响、紧密联动，因此很难用一种模型完美解释整个显生宙温室-冰室气候的转变机制和演化细节(Lee and Dee, 2019)。尽管一些开创性的全球统计工作强调弧岩浆作用和洋-陆格局是气候变化的关键驱动因素(McKenzieetal., 2016; Macdonaldetal., 2019)，但仍有很多重要科学问题没有得到最终解答：1)俯冲造山过程中弧岩浆作用的爆发是否一定能导致温室地球的出现(McKenzieetal., 2016)？2)火山作用到底是促进地球升温还是降温(Lee and Dee, 2019)？3)岩浆脱碳与硅酸盐风化并非两个孤立的构造过程(Jiang and Lee, 2017)，它们之间如何协同反馈气候转变？此外，大数据搜集分析过程中很难涵盖全球范围内所有最新进展，加之对于某些关键地质事件成因的争议缺乏充分论证，从而可能造成最终结论存在偏差。因此，加强对典型岩浆-构造区个例的归纳总结，不仅可以检验完善已有全球重建结果和气候模型，而且可能为回答上述问题提供制约。

中国东北地区位于中亚造山带东段，显生宙期间经历了古亚洲洋、古太平洋和蒙古-鄂霍茨克洋三大构造体系的叠加与改造，涉及洋内俯冲、洋-陆俯冲、弧-陆碰撞和陆缘造山等复杂演化，是研究构造-岩浆过程气候效应的理想地区。前人针对岩浆作用、蛇绿岩、沉积作用和古地理等方面已经开展大量研究(Wuetal., 2011; Xuetal., 2013; Liuetal., 2017, 2021; Zhaoetal., 2018; Zhouetal., 2018)，但目前主要聚焦于重建微陆块构造格局和反演古大洋俯冲-闭合过程。相比之下，关于区域构造演化如何影响全球古气候的研究还鲜有开展。古亚洲洋和古太平洋(包括蒙古-鄂霍茨克洋)的俯冲与消亡，是显生宙以来除特提斯构造域演化之外地球上发生的最重大地质事件，因而对地球的气候演变产生了重要影响。这种影响主要体现在两个方面：其一，古亚洲洋和古太平洋俯冲过程中会形成大型岩浆弧，不同类型弧岩浆作用可以通过向大气圈释放CO2或SO2控制地球升温或者变冷(Lee and Dee, 2019)；其二，古亚洲洋和古太平洋演化过程中还会发生弧-陆碰撞，造成地形起伏和大量蛇绿混杂岩仰冲就位，弧-陆碰撞带的规模和所处古地理位置又决定了硅酸盐风化吸收CO2的效率，进而影响气候转变(Macdonaldetal., 2019)。因此，要想更好地了解东北构造演化与古气候的耦合关系及其在气候演变过程中发挥的作用，必须首先弄清显生宙岩浆作用的岩石类型、时空展布和构造背景，以及弧-陆碰撞的时代、规模和古地理位置。鉴于此，本文总结了中国东北地区显生宙岩浆作用和洋-陆格局研究的最新成果，综合考虑全球大数据统计结果和模型，尝试性地探讨了区域构造-岩浆过程可能对长期气候产生的影响。

1 东北区域地质概况

中国东北地区夹持于西伯利亚克拉通、华北克拉通和西太平洋板块之间，由一系列具有不同构造属性的微陆块/地体和不同时代的缝合带组成(图1;engöretal., 1993; Wuetal., 2011)。自西北向东南，东北地区依次被划分为额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块、佳木斯地块(包括东缘的跃进山-饶河增生杂岩)，各地块之间分别以新林-喜桂图-头道桥缝合带、黑河-嫩江-贺根山缝合带和牡丹江-依兰-萝北缝合带为界(图1; Wuetal., 2011; Liuetal., 2017)。

图1 中国东北地区大地构造简图(据Eizenhöfer and Zhao, 2018)

通过对东北地区原定前寒武纪变质杂岩的详细解剖和显生宙花岗岩的Sr-Nd-Hf同位素填图，确定额尔古纳地块和佳木斯地块为具有太古代-元古代古老结晶基底的微陆块(Tangetal., 2013; Geetal., 2015; 邵军等, 2015; Yangetal., 2017a, 2018)，而松辽地块和兴安地块本质上为含有少量古老大陆碎片的寒武纪-二叠纪复合弧增生地体(Wuetal., 2011; Liuetal., 2021; Yangetal., 2022)。岩浆-变质-沉积建造的系统研究和综合对比发现东北各微陆块都具有显著的新元古代-早古生代锆石年龄峰值(Zhouetal., 2018; Yangetal., 2018)，这与西伯利亚和华北克拉通截然不同，而与塔里木或华南克拉通相似。加之古生物和古地磁证据的佐证(Shi, 2006; Zhaoetal., 2013, 2015, 2020; Zhangetal., 2018, 2021a, b; Renetal., 2020, 2021)，一些学者提出东北微陆块群可能具有东冈瓦纳亲缘性，在显生宙期间先后从东冈瓦纳大陆北缘裂离，向北跨越赤道进入古亚洲洋-古太平洋构造域至现今位置(Geetal., 2015; Wangetal., 2016a; Yangetal., 2017a, 2018, 2022; Eizenhöfer and Zhao, 2018; Zhaoetal., 2018)。东北地区显生宙构造演化历史可大致分为两个阶段：1)古生代时期，东北以多洋盆、多俯冲带、多方向增生的古亚洲洋演化为特征(Eizenhöfer and Zhao, 2018; 刘永江等, 2019)，期间伴随岛弧、增生楔和微陆块的软碰撞拼合形成宽阔的增生型造山带(Xiaoetal., 2003; Wuetal., 2011; Eizenhöferetal., 2014; Songetal., 2015)。尽管目前对主洋盆位置和各块体间拼贴过程的认识尚不统一(Wuetal., 2011; Zhaoetal., 2013; Xuetal., 2015; Liuetal., 2017)，但现有的古生物、古地磁和增生杂岩等证据均表明，古亚洲洋最终沿索伦-西拉木伦河-长春-延吉缝合带自西向东剪刀式闭合于晚二叠世-中三叠世(Xiaoetal., 2003; Shi, 2006; Wuetal., 2011; Songetal., 2015; Eizenhöfer and Zhao, 2018; Huangetal., 2018)；2)而中生代以来，东北地区又遭受了古太平洋板块西向俯冲和蒙古-鄂霍茨克洋俯冲-闭合的叠加与改造。基于吉黑东部中生代钙碱性火成岩时空变异特征(Xuetal., 2013; Guoetal., 2015; Wangetal., 2017a; Jietal., 2019a, b)、斑岩型铜钼矿形成时间(葛文春等, 2007; Ouyangetal., 2013)和跃进山-黑龙江杂岩就位变形历史(Wuetal., 2007; Zhouetal., 2009; Dongetal., 2019; Jingetal., 2022a)，确定古太平洋(Izanagi)板块对东北亚陆缘的西向俯冲作用最晚始于早侏罗世。此外，额尔古纳地块北东向三叠纪-侏罗纪大陆弧岩浆岩带(Tangetal., 2016)和斑岩型铜钼成矿带的识别(Ouyangetal., 2013)，揭示了蒙古-鄂霍茨克洋板块存在南向俯冲作用，而且其影响的空间范围主要局限于海拉尔盆地-大兴安岭以西的地区(Yangetal., 2016; Jietal., 2019a, b)。在上述不同构造体系的控制下，东北地区岩浆岩主体形成于中生代和晚古生代(Wuetal., 2011; Xuetal., 2013; Liuetal., 2017)。此外，全岩Sr-Nd和锆石Hf同位素研究发现，区内显生宙花岗质岩石多具有亏损的同位素组成及较年轻的模式年龄，表明该区是全球显生宙地壳增生最为显著的区域(engöretal., 1993; Jahnetal., 2000; Wuetal., 2000; Guoetal., 2010)。

2 东北显生宙岩浆作用的年代学格架及时空展布

中国东北地区广泛发育巨量的显生宙岩浆岩，出露面积超过200000km2。近20年随着高精度锆石U-Pb年龄数据的积累，区域岩浆作用年代学格架已基本建立(Wuetal., 2011; Xuetal., 2013; Liuetal., 2017, 2021)。在前人研究的基础上，本文统计了1588个岩浆岩锆石U-Pb加权平均年龄，在年龄频谱分布图中可以清晰看到东北地区显生宙岩浆作用主要形成于三个阶段(图2a)：寒武纪-晚奥陶世(532～446Ma，峰值为472Ma)、石炭纪-二叠纪(336～252Ma，峰值为310～300Ma)和晚三叠世-早白垩世(205～100Ma，峰值为130～125Ma)。在剔除基性岩年龄之后进行统计作图，发现除缺乏早古生代火山作用之外，东北地区花岗岩和中酸性火山岩也呈现出基本一致的年龄峰期(图2a)。值得注意的是，东北显生宙岩浆作用峰期与全球大气圈CO2浓度和大陆冰川沉积有很好的对应关系(图2d, e；寒武纪-晚奥陶世和晚三叠世-早白垩世对应全球温室气候，而石炭纪-二叠纪对应晚古生代大冰期)。

早古生代岩浆岩在东北地区所占比重最少(图2a)，出露面积相对较小，主要集中在佳木斯地块-张广才岭、索伦-西拉木伦河-长春-延吉缝合带两侧和大兴安岭地区(图3c)。佳木斯地块早古生代岩浆作用活动时间为541～476Ma，具有双峰式岩石组合特征，包括540～480Ma辉长岩、～515Ma石英正长岩和541～476Ma花岗闪长岩-二长花岗岩-正长花岗岩，空间上呈面状展布(Bietal., 2014; Yangetal., 2014, 2018)。岩石组合、高级变质P-T-t轨迹和构造属性的研究表明，佳木斯地块541～476Ma侵入岩形成于后造山的伸展环境，可能与近等温减压变质阶段后的Kuunga造山带的垮塌过程密切相关(姜继圣, 1992; 任留东等, 2010, 2012; Yangetal., 2014, 2017a, 2018)。张广才岭、索伦-西拉木伦河-长春-延吉缝合带两侧和大兴安岭地区早古生代岩浆作用的活动时间为520～420Ma，主体具有弧型火成岩的岩石组合，空间上呈北东向、东西向或者南北向带状展布，分别对应多宝山-大石寨-苏左旗弧、包尔汉图-白乃庙-伊通弧和伊春-方正-宁安弧(图3c; 石玉若等, 2004; 葛文春等, 2007; 郭锋等, 2009; Wuetal., 2011; Zhangetal., 2014; Wangetal., 2016a, b; Liuetal., 2021)。各早古生代岩浆弧主要由大量中-高钾钙碱性中酸性火成岩和一些低钾拉斑系列辉长岩-玄武岩组成，部分地区如多宝山、伊通可看到超镁铁质岩、弧前玄武岩-高镁安山岩与正常钙碱性火成岩共生(Peietal., 2016; Zhaoetal., 2019)，具有类似西太平洋IBM岛弧的岩石组合和地球化学特征，表明东北早古生代岩浆作用主体上应该是古亚洲洋洋内俯冲作用的产物(Zhangetal., 2014; Zhaoetal., 2019; Yangetal., 2022)。多宝山-大石寨-苏左旗弧构成了兴安地块的雏形，而包尔汉图-白乃庙-伊通弧和伊春-方正-宁安弧，连同锡林浩特-龙江-伊春-长春大陆碎片，共同构成了松辽地块的雏形。

图2 中国东北地区岩浆作用-矽卡岩成矿事件与显生宙全球气候变化主要驱动因素对应关系

图3 中国东北微陆块寒武纪-晚奥陶世古地理位置(a、b)和早古生代岩浆岩-矽卡岩矿床分布图(c)(据Macdonald et al., 2019; Liu et al., 2021)

晚古生代岩浆岩在东北地区广泛发育，出露面积仅次于中生代岩浆岩，主要集中在吉黑东部、华北北缘和大兴安岭地区(图4b)，岩石组合多为一套钙碱性的基性-中酸性火成岩的连续演化序列。吉黑东部晚古生代岩浆岩形成时代为392～252Ma，呈南北向分布在萝北-依兰-牡丹江缝合带两侧，均呈现出自东向西逐渐变年轻的趋势，结合跃进山杂岩和黑龙江杂岩的研究成果，表明张广才岭和佳木斯地块晚古生代岩浆岩具有大陆弧属性，分别形成于跃进山洋和牡丹江洋向佳木斯地块和松辽地块之下的俯冲过程(Yangetal., 2015b, 2017b, 2019b; Geetal., 2018)。华北北缘晚古生代岩浆岩形成时代为366～252Ma，呈东西向分布在索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带两侧，结合缝合带内蛇绿混杂岩的研究，普遍认为华北北缘晚古生代岩浆岩具有大陆弧属性，是古亚洲洋双向俯冲于松辽地块和华北克拉通之下的产物(Wuetal., 2011; Liuetal., 2017; Jingetal., 2022b)。大兴安岭晚古生代岩浆岩形成时代为380～253Ma，包括“布达特群”、宝力高庙组和大石寨组火山岩，以及霍龙门-博克图-阿尔山-东乌旗一线侵入杂岩，具有与大陆弧型火成岩相似的岩石组合和地球化学特征，在空间上与贺根山-嫩江-黑河缝合带近平行呈北东向展布，多被解释为兴安地块和松辽地块之间古亚洲洋俯冲-闭合过程的产物(Dongetal., 2016; Yuetal., 2017; Tianetal., 2018; Yangetal., 2019a)。另外，西乌旗迪彦庙-达青牧场346～299Ma弧前玄武岩和SSZ型蛇绿岩的发现，表明晚古生代时期古亚洲洋亦存在洋内俯冲作用(Songetal., 2015; Lietal., 2020)。

图4 中国东北微陆块石炭纪古地理位置(a)和晚古生代岩浆岩-矽卡岩矿床分布图(b)(据Macdonald et al., 2019; Liu et al., 2021; Zhang et al., 2021a)

中生代岩浆活动是东北地区最强烈的一期，形成了大规模的火山-侵入杂岩，构成滨太平洋两岸中生代巨型大陆弧的重要组成部分(图5b, c; Wuetal., 2011; Leeetal., 2015; Jietal., 2019a, 2021)。东北中生代岩浆活动主体上可划分为三期：晚三叠世-晚侏罗世早期(205～158Ma)、晚侏罗世晚期-早白垩世早期(157～136Ma)和早白垩世晚期(135～90Ma)(图5c; Jietal., 2021)。在空间上，205～158Ma岩浆活动分布较广，以早侏罗世岩浆活动最为显著，集中出露于大兴安岭和吉黑东部。157～136Ma岩浆岩仅出露于东北西部的海拉尔-塔木察格盆地和大兴安岭，而中东部的松辽盆地和吉黑东部普遍缺失该期岩浆活动。135～90Ma是整个东北岩浆活动最强烈的时期，但不同地区岩浆活动的峰期有所差异：大兴安岭岩浆活动的峰期为～128Ma，松辽盆地岩浆活动的峰期为～112Ma，而吉黑东部岩浆活动的峰期为～100Ma(图5c)。总的来看，东北中生代岩浆作用具有两段式截然相反的时空迁移规律，早-中侏罗世岩浆作用呈现出自东向西变年轻的趋势，而且该期钙碱性岩浆弧宽度较窄，仅出露在吉黑东部，指示古太平洋板块相对较陡的西向俯冲过程(Xuetal., 2013; Tangetal., 2018)。而至晚侏罗世-早白垩世早期，吉黑东部和松辽盆地出现明显的岩浆间歇期，表明古太平洋板块俯冲角度变缓，以平板俯冲方式向西俯冲(Jietal., 2019a, b)。海拉尔-塔木察格盆地～166Ma高钾埃达克质火山岩的发现，表明受蒙古-鄂霍茨克洋闭合的影响大兴安岭地区中侏罗世经历了显著的地壳增厚(Jietal., 2019b)。当古太平洋板块的平板部分俯冲到具有较厚岩石圈的大兴安岭之下时，由于板片整体俯冲深度的增加导致洋壳充分榴辉岩化，俯冲板片不再稳定可能会发生回卷(Jietal., 2019b)。早白垩世岩浆岩具有高温、伸展的地球化学属性和岩石组合，并且呈现出明显的向东南变年轻的趋势，反映平板俯冲的古太平洋板片经历了回卷。晚侏罗世晚期-早白垩世早期古太平洋板片回卷速度较慢，所引起的软流圈地幔物质上涌的规模和速度较小，且影响范围局限于俯冲板片前缘。在古太平洋板块持续回卷的过程中，引发东北地区岩石圈的拆沉，松辽盆地和吉黑东部的岩浆活动相继复苏，形成向海沟变年轻的早白垩世岩浆活动迁移规律(Zhangetal., 2010; Wuetal., 2011; Jietal., 2019a, b, 2021)。

图5 中国东北微陆块三叠纪-白垩纪古地理位置(a、b)和中生代岩浆岩-矽卡岩矿床分布图(c)(据Lee and Lackey, 2015; Macdonald et al., 2019; Ji et al., 2021)

3 东北显生宙弧-陆碰撞缝合带的时代及古地理位置

如上所述，显生宙期间，在古亚洲洋和古太平洋(包括蒙古-鄂霍茨克洋)俯冲-闭合过程中，东北地区主要形成了三期不同性质的弧型岩浆岩，期间伴随多次不同规模的弧-陆碰撞，形成了早古生代新林-喜桂图-头道桥缝合带和包尔汉图-白乃庙-伊通缝合带、晚古生代黑河-嫩江-贺根山缝合带和索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带、以及中生代牡丹江-依兰-萝北缝合带。

新林-喜桂图-头道桥缝合带沿兴隆-大乌苏-新林-大扬气-嘎仙-吉峰-乌奴耳-头道桥一线展布，长约600km，长期以来被当作额尔古纳地块和兴安岛弧增生地体寒武纪碰撞拼合的标志(Wuetal., 2011)。该缝合带内发育一套蛇纹石化橄榄岩、辉长岩、玄武岩、斜长花岗岩和绿片岩-蓝片岩的岩石组合，具有洋壳地球化学属性的基性岩形成于697～511Ma(Zhouetal., 2015; Fengetal., 2016, 2018)，表明该古亚洲洋洋盆在寒武纪晚期仍然存在。头道桥蓝片岩中492±1Ma花岗岩脉的识别(Zhouetal., 2015)，结合塔河～490Ma双峰式侵入岩组合的产出(葛文春等, 2005)，表明新林-喜桂图-头道桥缝合带形成于511～492Ma(Wuetal., 2011; Zhouetal., 2015; 刘永江等, 2019)。关于新林-喜桂图-头道桥缝合带的古地理位置，额尔古纳-图瓦-蒙古地块相关研究可以给出制约。Geetal.(2015)通过新元古代-早古生代岩浆-沉积建造的系统对比，提出额尔古纳地块是中央蒙古地块和图瓦-蒙古地块的东延部分，它们一起于早古生代时期沿Sayang-Baikal造山带与西伯利亚克拉通南缘碰撞拼合成为一个整体(Salnikovaetal., 1998; Gladkochubetal., 2008)。因此，参考西伯利亚克拉通和中央蒙古-图瓦-蒙古地块的古地磁资料和超大陆重建研究(Levashovaetal., 2010, 2011; Torsvik and Cocks, 2017; Zhaoetal., 2018)，我们认为新林-喜桂图-头道桥缝合带在弧-陆碰撞形成之时处于距赤道15°以内的热带区域(图3b)。

包尔汉图-白乃庙-伊通缝合带沿白云鄂博包尔汉图，经四王子旗白乃庙，向吉林南部公主岭-伊通延伸，长度超过1300km，是晚奥陶世-中志留世包尔汉图-白乃庙-伊通岛弧与华北克拉通北缘碰撞拼合的产物(Zhangetal., 2014; Peietal., 2016; Yangetal., 2022)。～493Ma弧前镁铁质岩石和520～455Ma岛弧辉长岩-玄武岩的发现，表明古亚洲洋在早寒武世-中奥陶世存在持续洋内俯冲作用(Zhangetal., 2014; Peietal., 2016)。区域上可见中-晚志留世西别河组滨浅海相磨拉石沉积建造广泛角度不整合在蛇绿混杂岩和早古生代岛弧火山岩之上(张永清等, 2004; 张允平等, 2010)，结合410～396Ma加厚地壳来源埃达克质二长花岗岩的佐证(Peietal., 2016)，指示包尔汉图-白乃庙-伊通缝合带形成于455～433Ma。华北克拉通北缘石炭纪地层以发育大量暖水型动物群和华夏型植物为显著特征(Shi, 2006; Wangetal., 2009)，表明华北克拉通在寒武纪至石炭纪期间未发生明显的向北飘移，仍处于靠近赤道的北纬地区，这也得到了华北克拉通志留纪-石炭纪古地磁资料(张东海等, 2018; Renetal., 2021; Zhangetal., 2021a)和超大陆重建研究(Torsvik and Cocks, 2017; Zhaoetal., 2018)的支持。因此，我们认为包尔汉图-白乃庙-伊通缝合带在弧-陆碰撞形成之时处于距赤道以北15°以内的热带区域(图3a)。

黑河-嫩江-贺根山缝合带和索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带是东北地区规模最大的两条弧-陆碰撞缝合带，长度均超过1500km，长期以来被不同学者视为古亚洲洋晚古生代-早中生代最终闭合的产物(Wuetal., 2011; Xuetal., 2015; Liuetal., 2017; 张东海等, 2018)。关于索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带所代表的古亚洲洋洋盆，学术界普遍认为其自西向东剪刀式闭合于晚二叠世-中三叠世，导致松辽增生地体与华北克拉通北缘的最终拼合(Xiaoetal., 2003; Shi, 2006; Wuetal., 2011; Songetal., 2015; Eizenhöfer and Zhao, 2018; Huangetal., 2018)。相比之下，关于黑河-嫩江-贺根山缝合带所代表古亚洲洋洋盆的闭合时间一直争议较大。根据石炭纪-二叠纪哲斯组-葛根敖包组沉积岩不整合于贺根山蛇绿岩之上(Zhouetal., 2015)、290～260Ma A型花岗岩沿黑河-贺根山一带出露(Wuetal., 2002)以及大兴安岭晚石炭世(321～310Ma)埃达克质花岗岩的产出(Jietal., 2018)，大部分学者认为松辽增生地体和额尔古纳地块-兴安增生地体于石炭纪完成碰撞拼合(Wuetal., 2002, 2011; Zhouetal., 2015; Liuetal., 2017; Jietal., 2018; 刘永江等, 2019)。然而，Miaoetal.(2008)在贺根山蛇绿岩中识别出具有N-MORB和OIB属性的298～293Ma辉长岩-玄武岩-镁铁质岩脉，以及伴生的244±4Ma加厚洋壳来源的花岗闪长岩，据此提出该洋盆应该闭合于晚二叠世-早三叠世。大兴安岭中北段石炭纪-二叠纪大陆弧型火成岩和晚三叠世A型花岗岩的陆续报道(Dongetal., 2016; Yuetal., 2017; Tianetal., 2018; Yangetal., 2019a)，进一步支持了晚二叠世-早三叠世闭合的观点。尽管存在争议，但现有研究均表明黑河-嫩江-贺根山缝合带和索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带是石炭纪-中三叠世弧-陆碰撞的产物。张东海等(2018)对多宝山地区下泥盆统泥鳅河组紫红色粉砂岩剖面开展了系统的古地磁研究，结果显示晚石炭世兴安增生地体与中蒙古-额尔古纳地块纬度差异小于3°，位于28°～30°N附近。近年来积累了大量松辽增生地体和华北克拉通北缘二叠纪火山-沉积地层的古地磁数据(Renetal., 2020, 2021; Zhaoetal., 2020; Zhangetal., 2021b)，所有研究均表明二叠纪时期松辽增生地体和华北克拉通北缘已经处在30°N附近。中二叠世之后索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带两侧沉积地层出现了华夏植物群和安加拉植物群显著混生的现象(Shi, 2006; Wangetal., 2009; 孙跃武等, 2018)，也进一步支持二叠纪时期华北克拉通已经到达30°N附近的位置，并与额尔古纳-兴安-松辽地块最终拼合。因此，我们认为黑河-嫩江-贺根山缝合带和索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带在弧-陆碰撞形成之时处于北纬30°附近，远离热带区域(图4a、图5a)。

牡丹江-依兰-萝北缝合带以萝北、依兰和牡丹江地区黑龙江杂岩的出露为显著特征，近南北向断续延伸约500km，是佳木斯地块与额尔古纳-兴安-松辽地块最终碰撞拼合的产物(Wuetal., 2007; Zhouetal., 2009; Jingetal., 2022a)。黑龙江杂岩主要由各类长英质片岩基质以及蛇纹石化橄榄岩、变基性岩、大理岩和石英岩等岩块组成，属于典型的构造混杂岩。黑龙江杂岩中存在原岩年龄为288～248Ma的OIB-MORB型蓝片岩-绿片岩-斜长角闪岩，表明牡丹江洋在二叠纪-早三叠世期间一直存在(Zhouetal., 2009; Geetal., 2016)。晚三叠世-早侏罗世弧前沉积物和低温-高压变质作用的确认(Dongetal., 2018; Jingetal., 2022a)，结合张广才岭地区同期弧型岩浆岩自东向西变年轻的迁移规律(Geetal., 2018; Sunetal., 2018)，指示牡丹江洋板块在晚三叠世-早侏罗世经历了持续的西向俯冲作用(Jingetal., 2022a)。关于牡丹江洋的最终闭合时间，目前尚存争议。根据依兰地区～141Ma OIB型镁铁质岩石的识别，一些学者认为牡丹江洋在早白垩世才最终闭合(Zhuetal., 2015, 2017)，但该模型很难解释东北地区中生代岩浆岩的时空分布特征(Sunetal., 2018; Jietal., 2019a, b)。因此，综合考虑黑龙江杂岩变质变形历史和侏罗纪-白垩纪岩浆岩迁移规律，我们认为牡丹江洋应该最终闭合于中-晚侏罗世(Zhouetal., 2009; Wuetal., 2011; Longetal., 2020; Jingetal., 2022a)。东北微陆块-华北克拉通中生代古地磁资料和潘吉亚超大陆重建研究(Torsvik and Cocks, 2017; Renetal., 2018; Zhaoetal., 2015, 2018; Gaoetal., 2021)明确指示，牡丹江-依兰-萝北缝合带形成之时处于北纬45°附近远离热带区域的位置(图5b)。

4 东北显生宙构造-岩浆过程与全球古气候演变的可能联系

4.1 早古生代温室气候与晚奥陶世冰期

早古生代时期全球气候以温室状态为主旋律，寒武纪具有显生宙以来最高的CO2浓度，之后出现相对短暂的奥陶纪降温和晚奥陶世大陆冰川沉积(Royeretal., 2004; Finneganetal., 2011)。在冈瓦纳大陆于埃迪卡拉纪最终聚合之后，冈瓦纳周缘发育两条巨型安第斯型造山带(Terra Australis和North Indo-Australie造山带; Cawoodetal., 2021)，它们是原特提斯洋和原-古太平洋俯冲于东冈瓦纳大陆之下的产物，形成了早古生代巨型大陆弧岩浆岩带(Caoetal., 2017)。因为成熟稳定大陆的上地壳普遍发育规模较大的碳酸盐岩地层，所以洋-陆俯冲过程中形成的大陆弧火山作用除了携带俯冲板片和地幔楔赋存的CO2，还可以通过矽卡岩变质脱碳极大提高CO2排放通量。针对现今不同构造带的模拟计算(Lee and Lacke, 2015)也显示，大陆弧火山作用碳排放通量可以达到150Tg/yr，明显高于洋内岛弧、大洋中脊和板内火山作用(1～60Tg/yr)。因此，目前学术界普遍认为全球范围内早古生代大陆弧岩浆作用的持续爆发是早古生代温室气候形成的主要原因(McKenzieetal., 2016; Caoetal., 2017)。东北地区由于缺乏较大的陆块，早古生代期间主要经历古亚洲洋的洋内俯冲作用，形成了多宝山-大石寨-苏左旗弧、包尔汉图-白乃庙-伊通弧和伊春-方正-宁安弧(图3c)。虽然东北早古生代岛弧延伸规模较大，但由于洋壳缺乏成规模的古老碳酸盐岩，其在形成过程中向大气圈排放的CO2总量可能有限，东北地区至今仍未发现与早古生代岛弧岩浆岩相关的矽卡岩型矿床(图2b、图3c)也从侧面验证了这一认识。值得注意的是，东北地区佳木斯地块还发育一套早古生代双峰式侵入岩，形成于冈瓦纳大陆聚合后Kuunga造山带的垮塌过程(Yangetal., 2014, 2018)。吉黑东部近年来矿产勘查工作发现，佳木斯地块早古生代花岗岩与元古代麻山群-兴东群中大理岩紧密伴生，在接触带常见石榴石矽卡岩和透辉石矽卡岩，并形成了以羊鼻山白钨矿为代表的典型矽卡岩型矿床(赵华雷, 2014; 图3c)。早古生代时期东冈瓦纳大陆除了经历外围增生，内部Kuunga造山带的垮塌导致印度-东南极-澳大利亚交汇部位花岗质岩石的大量产出(Jacobsetal., 2003; Liuetal., 2006)。佳木斯地块羊鼻山矽卡岩型矿床的发现，暗示东冈瓦纳陆内后造山花岗质岩浆可能也会通过变质脱碳反应向大气圈释放大量CO2。目前关于后造山花岗岩引发矽卡岩化贡献的CO2总量如何还不清楚，东冈瓦纳Kuunga造山带矽卡岩的时空分布值得深入研究。

晚奥陶世冰期是显生宙第一个冰期，其持续时间相对短暂，目前关于其成因主要有全球大陆弧长度骤减(McKenzieetal., 2016; Caoetal., 2017)和热带弧-陆碰撞缝合带规模骤增(Swanson-Hysell and Macdonald, 2017; Macdonaldetal., 2019)两种观点。在不同方法构建的全球大陆弧时空分布图中可以清晰看到，奥陶纪全球大陆弧长度在整个早古生代期间最小(图2c, e; McKenzieetal., 2016; Caoetal., 2017)，表明大陆弧岩浆作用的减弱确实在奥陶纪降温中发挥了重要作用。但是需要注意的是，早古生代全球大陆弧长度最小值出现在晚奥陶世-早志留世(图2c, e)，明显滞后于晚奥陶世大陆冰川沉积(图2d; McKenzieetal., 2016; Caoetal., 2017)，暗示还应该存在其他驱动因素。显然，大陆弧岩浆作用的减弱只能减少CO2排放总量，要想使大气圈CO2浓度从寒武纪最高峰降低到晚奥陶世冰期的阈值，还需要某种碳汇过程的共同参与。热带区域弧-陆碰撞以显著的地形起伏、快速的水文循环和大量的镁铁质-超镁铁质岩石裸露为特征，具有非常高的硅酸盐风化速率，因此被认为是最有效的构造驱动碳汇过程。Macdonaldetal.(2019)通过全球统计发现晚奥陶世时期大规模弧-陆碰撞缝合带都分布在距赤道15°以内的热带区域，而且弧-陆碰撞缝合带长度的峰值恰好与大陆冰川沉积时代一致(图2d)，表明热带弧-陆碰撞作用加剧应该是造成晚奥陶世冰期的主要原因。东北地区早古生代弧-陆碰撞缝合带古地理位置的总结也印证了Macdonaldetal.(2019)的统计结果。包尔汉图-白乃庙-伊通缝合带长度超过1300km，古地理研究指示其在弧-陆碰撞之时处于赤道以北15°以内的热带区域(图3a)。包尔汉图-白乃庙-伊通缝合带的形成时间被限定在455～433Ma，恰好与晚奥陶世大陆冰川沉积时代一致。因此，我们认为包尔汉图-白乃庙-伊通缝合带与劳伦大陆Taconic造山带(Swanson-Hysell and Macdonald, 2017)同时出现在热带区域(图3a)，极大地提高了全球硅酸盐风化能力，消耗掉大气圈中很大比例的CO2，进而导致晚奥陶世冰期的出现。另外需要提到的是，东北地区早古生代还发育一条处于热带区域的新林-喜桂图-头道桥缝合带(图3b)，其弧-陆碰撞发生在511～492Ma，这一时间与寒武纪CO2浓度峰值拐点基本相当(图2e)，暗示其可能促进了晚寒武世大气圈CO2浓度的降低和早奥陶世全球降温的开始。

4.2 晚古生代大冰期与中生代温室气候

晚古生代大冰期(360～260Ma)是显生宙持续时间最长的冰室气候，具有和第四纪基本相当的极低CO2浓度和显生宙以来最高的O2浓度(Royeretal., 2004; Royer, 2014)。石炭-二叠纪含煤-油气地层广泛发育，结合该时期高的O2含量，表明晚古生代是陆生植物生长的爆发期。因此，长期以来很多学者认为陆生植物的繁盛通过提升有机碳埋藏通量控制了晚古生代大冰期的演变(Royeretal., 2004; Ibarraetal., 2019)。尽管如此，一些研究发现陆生植物的爆发生长和大气圈CO2浓度下降并不同步，并且强调潘吉亚聚合诱发的构造碳汇过程可能与晚古生代CO2浓度降低密切相关(Goddérisetal., 2017)。Macdonaldetal.(2019)通过估算得出石炭纪-早二叠世低纬度弧-陆碰撞缝合带的长度可达10000km，明显高于晚泥盆世和晚二叠世-早中生代(图2d)，进一步提出古特斯洋闭合过程中热带大规模的弧-陆碰撞对晚古生代大冰期的形成起到了重要作用。但是，与晚奥陶世和中-晚新生代冰期相比，晚古生代大冰期具有明显短的热带弧-陆碰撞缝合带和显著低的CO2浓度(图2d)，暗示除了增强的碳汇过程，晚古生代时期还经历了CO2排放的减弱。McKenzieetal.(2016)通过统计沉积岩中碎屑锆石年龄建立了全球大陆弧时空分布格架，发现晚古生代全球大陆弧长度明显小于早古生代和早中生代(图2e)，据此认为大陆弧火山作用的减弱显著降低了CO2的排放。然而，在通过估算全球花岗岩出露面积重建的全球大陆弧时空分布图中(Caoetal., 2017)，我们看到晚古生代与早古生代大陆弧长度相差不大(图2c)，与碎屑锆石重建结果相比，花岗岩揭示的全球大陆弧与古气候的相关性相对偏低。东北地区显生宙花岗岩统计结果同样显示，晚古生代大陆弧分布广泛(图2a、图3c)，由于中生代构造-岩浆作用的改造和覆盖，先前研究可能严重低估了其产出的面积和体量。实际上，晚古生代时期古亚洲洋和古特提斯洋都经历了持续的洋-陆俯冲消减，形成了以昆仑、秦岭、中亚造山带为代表的巨型大陆弧(Zhaoetal., 2018; 吴福元等, 2020; Liuetal., 2021)。鉴于此，大陆弧火山作用是显生宙气候周期性转变的一级控制因素的观点(Lee and Lackey, 2015; Leeetal., 2015; McKenzieetal., 2016; Caoetal., 2017)可能需要重新审视。我们在统计东北显生宙花岗岩和矽卡岩型矿床的时候发现了一个值得注意的现象，虽然晚古生代和中生代都具有显著的花岗岩年龄峰期，但东北地区目前发现的矽卡岩型矿床绝大多数形成于中生代(任亮, 2017; Wuetal., 2017; Caietal., 2021)，其时空分布与同期花岗岩十分吻合(图2a, b、图5c)，而晚古生代目前确认的矽卡岩型矿床只有逊克县宝山铜矿、吉林中部石咀铜矿和佳木斯地块老柞山金矿(图4c; 李怡欣, 2012; 任亮, 2017; 杨群等, 2019)。上述现象表明大陆弧岩浆作用必须有伴生的矽卡岩化才能显著提升其CO2排放通量，否则其与岛弧、大洋中脊和板内构造区基本相当。因此，我们推测晚古生代时期极低的CO2浓度可能并不是大陆弧规模骤减的结果，相反，晚古生代全球大陆弧长度与显生宙其他时期相比可能并无数量级的差距(Caoetal., 2017)，只是晚古生代大陆弧岩浆岩普遍缺乏伴生的矽卡岩变质脱碳反应，才最终导致晚古生代CO2排放总量显著减少。影响大陆弧岩浆岩差异性矽卡岩化的主要因素可能是洋-陆俯冲部位大陆的聚合程度。早古生代和中生代全球范围内虽然也有裂解事件发生，但是俯冲带绝大部分陆块仍聚合在一起(Torsvik and Cocks, 2017; Zhaoetal., 2018)，基本保持了冈瓦纳大陆和欧亚大陆的轮廓(图3b、图5b)，因此洋-陆俯冲过程中形成的大陆弧岩浆有机会和古老碳酸盐岩充分反应。相比之下，晚古生代时期处于冈瓦纳裂解向潘吉亚聚合的过渡阶段，在古亚洲洋和古特提斯洋俯冲带，陆块主要以微陆块或者大陆碎片的形式存在(图4a、图5a; Torsvik and Cocks, 2017; Zhaoetal., 2018)，在此背景下形成的大陆弧岩浆与古老碳酸盐岩进行脱碳反应的程度可能就会明显降低，从而形成了相差巨大的CO2排放量。当然，这一猜想还需要未来针对全球矽卡岩时空展布的统计总结予以检验。

关于晚古生代大冰期的成因，还必须要考虑SO2的影响。火山喷出的气体种类繁多，按照对气候影响的时间可以分为短期效应气体和长期效应气体。CO2属于长期效应气体，而SO2则属于短期效应气体，其对气候的影响最多也只是数年(郭正府和刘嘉麒, 2002)，因此长期以来在讨论超过百万年尺度气候变化的时候很少考虑SO2发挥的作用。最近，Soreghanetal.(2019)发现晚古生代全球广泛发育普林尼式火山作用，其喷发峰期恰好与大陆冰川沉积峰期的时代一致，进而提出爆发式火山作用是诱发和保持晚古生代大冰期的重要机制。爆发式火山作用可以通过喷发柱向平流层释放大量的SO2气体，其与大气中或火山喷出的水蒸汽发生光化学反应，形成H2SO4气溶胶。平流层高度的气溶胶可以反射和吸收太阳辐射，造成半球甚至全球范围的地表温度下降(郭正府和刘嘉麒, 2002)。尽管如此，考虑到SO2影响气候的时限，若想维持晚古生代大冰期，需要在约100Myr的时间跨度内每隔数年就要发生相当规模的爆发式火山作用。目前，世界范围内尚未发现有如此频繁的普林尼式火山喷发的地层记录，因此Lee and Dee(2019)质疑了这一观点，并且提出火山作用主要还是通过排放CO2影响长期气候，而地质历史上全球短暂变冷则可能与爆发式火山作用释放大量SO2到平流层有关。东北显生宙岩浆岩统计工作揭示中生代极暖期比晚古生代大冰期发育更广泛的中酸性火山碎屑岩(图2a)，暗示温室气候期间可能经历了更剧烈的爆发式火山作用。根据这一现象，结合前人的研究成果，我们认为火山作用之于长期气候应该仍是促使地球升温而非变冷。

在晚古生代末期-中生代早期，地球经历了最近一次从冰室到温室的气候转变。整个中生代期间，地球以高的CO2浓度和地表温度为特征(Cameetal., 2007; Royer, 2014)。通过分析东北地区中生代构造-岩浆过程，我们认为中生代温室气候是大陆弧火山-变质脱碳增强和全球硅酸盐风化效率降低的综合结果。东北地区中生代岩浆岩分布广泛、体量巨大，形成时代集中在205～100Ma(峰期为130～125Ma；图2a)，主要是古太平洋板块俯冲于欧亚大陆边缘之下的产物。近年来东北地区矿产勘查工作发现大量中生代矽卡岩型矿床(任亮, 2017; Wuetal., 2017; Caietal., 2021)，在大兴安岭、小兴安岭、张广才岭和吉黑东部皆有出露(图5c)，成矿时代主要集中在205～115Ma，与区域中生代花岗质岩浆的持续时间和峰期高度契合(图2b)。Lee and Lackey(2015)和王文博等(2021)总结全球中生代岩浆-成矿事件时也发现，整个美洲大陆西缘和欧亚大陆东南缘也具有中生代(特别是晚三叠世-早白垩世)大陆弧岩浆岩和矽卡岩相伴产出的显著特征。环太平洋两岸中生代大陆弧延伸超过30000km(图5b)，基本相当于中-晚新生代大陆弧长度的两倍(Leeetal., 2013)。全球范围内中生代大陆弧岩浆岩和同期矽卡岩的广泛共存，表明古太平洋板块在洋-陆俯冲过程中通过火山-变质脱碳反应向大气中排放了巨量CO2，显著提高了中生代CO2浓度和地表温度。此外，从晚二叠世开始至整个中生代，全球范围内弧-陆碰撞作用主要发生在高纬度地区，比如东北地区记录的黑河-嫩江-贺根山缝合带、索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带和牡丹江-依兰-萝北缝合带，它们在晚二叠世-中侏罗世弧-陆碰撞时均分布在远离热带的北纬35°～45°附近。总的来看，与晚古生代大冰期相比，中生代期间低纬度区域普遍缺乏弧-陆碰撞作用(图4a、图5a; Macdonaldetal., 2019)，导致全球硅酸盐风化能力显著下降，大气圈中急剧增加的CO2不能被及时吸收消耗，进一步加速和维持了中生代温室气候的出现与演变。

5 结论

通过上述资料的总结和分析，我们发现中国东北地区显生宙岩浆作用与洋-陆格局和全球古气候的演变之间存在紧密联系，主要体现在以下几个方面：

(1)东北地区具有大规模前寒武纪基底的微陆块包括额尔古纳地块和佳木斯地块。早古生代时期，东北微陆块位于靠近赤道的低纬度区域，主要经历了古亚洲洋洋内俯冲作用和东冈瓦纳Kuunga造山带的垮塌过程，形成了多条早古生代岛弧岩浆岩带和后造山双峰式侵入岩。虽然早古生代岛弧排放CO2有限，但佳木斯地块后造山花岗岩经常可见矽卡岩化现象，表明其可能通过变质脱碳反应促进早古生代温室气候的形成与演化。此外，东北地区包尔汉图-白乃庙-伊通缝合带的弧-陆碰撞时间为455～433Ma，其与劳伦大陆Taconic造山带同时出现在热带区域，极大地提高了全球硅酸盐风化能力，大气圈CO2的快速消耗最终导致晚奥陶世冰期的出现。

(2)由于早古生代弧-陆碰撞和地壳增生，东北微陆块规模逐渐增大。晚古生代时期，东北微陆块向北飘移，主要经历了古亚洲洋的洋-陆俯冲作用，形成了广泛分布的大陆弧型岩浆岩，该期岩浆岩普遍缺乏伴生的矽卡岩型矿床。结合古特提斯洋大陆弧的识别研究，表明晚古生代大冰期极低的CO2浓度可能并不是全球大陆弧长度骤减的结果，只是晚古生代大陆弧岩浆没有经历充分变质脱碳反应，才最终导致晚古生代CO2排放总量显著减少。

(3)中生代时期，东北地区主要受古太平洋板块西向俯冲和蒙古-鄂霍茨克洋俯冲-闭合的联合控制，至早-中侏罗世东北各微陆块完成全部拼合，并且已经飘移至北纬35°以北的区域。晚二叠世-中生代，全球范围内弧-陆碰撞作用主要发生在以中国东北为代表的高纬度地区，导致全球硅酸盐风化能力较晚古生代大冰期明显下降，促进了中生代温室气候的出现。另外，东北、华南以及美洲大陆西缘中生代大陆弧岩浆岩和同期矽卡岩的广泛共存，表明古太平洋板块在洋-陆俯冲过程中通过火山-变质脱气排放了巨量CO2，显著提高了中生代大气圈CO2浓度和地表温度。

古气候的转换机制和演变细节涉及俯冲、岩浆、风化、埋藏等复杂的物理-化学-构造过程，需要地球系统科学多方面的定性-定量研究予以揭示。本文仅对中国东北显生宙岩浆作用和洋-陆格局的研究成果进行了阶段性总结，初步探讨了区域构造-岩浆过程对长期气候的可能影响，有不当之处敬请批评指正。

致谢东北地区基础地质研究工作一直受到吴福元院士的关心和指导，本文在成文过程中也得到了吴老师的启发和帮助。衷心感谢两位匿名评审人对本文的仔细评审，他们提出的诸多宝贵意见使本文的质量得到了很大的提高。同时感谢责任编辑的精心修改，使文章得以完善。