吉黑东部晚古生代构造体制转换：来自佳木斯-兴凯地块的双增生杂岩及岛弧岩浆岩带的制约*

2022-10-17李功宇周建波李皓东陈卓王红燕王斌

岩石学报 2022年9期

李功宇周建波李皓东陈卓王红燕王斌

吉黑东部地区主要由那丹哈达地体、佳木斯-兴凯地块以及松辽地块东部组成(图1；吉林省地质矿产局，1988；黑龙江省地质矿产局，1993; 周建波等，2013，2016)，大地构造位置属于中亚造山带最东缘，同时也是欧亚大陆东缘与环太平洋构造域的重要组成部分(Tang, 1990；Natal’in, 1991，1993;engöretal., 1993；唐克东等, 1995；李锦轶等，1999; Zhouetal., 2009)。由于特殊的大地构造位置，吉黑东部自古生代以来受到古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋、古太平洋(泛大洋)以及黑龙江洋多个古大洋构造体制的叠加与转换作用影响(许文良等，2012；Sunetal., 2015; Bietal., 2017; Zhou and Li, 2017; Lietal., 2019, 2020, 2021;Yangetal., 2019)。但直到目前，关于这些古大洋构造体制叠加与转换的详细过程仍旧缺乏清楚的认识。在早古生代时期，中国东北以古亚洲洋的消减闭合控制作用为主，主要表现以南北向驱动力作用于东北微陆块和华北克拉通之间，直到早三叠世前后，东北地块群与华北板块沿索伦-西拉木伦-长春缝合带碰撞拼贴(周建波等，2012)。蒙古-鄂霍茨克洋位于蒙古-中国东北和西伯利亚克拉通之间，被普遍认为是泛大洋或古太平洋的大型海湾(Tangetal., 2018)，其主要以晚古生代至早中生代时期的南北向闭合作用过程影响中国东北微陆块群的构造演化(Zonenshainetal., 1990; Parfenovetal., 2001, 2003; Donskayaetal., 2012)。泛大洋作为古太平洋的前身存在于古生代至中生代早期，对中国东北地区东缘的作用影响近年来也受到了学者的关注, 认为其在晚古生代时期对佳木斯-兴凯地块东缘存在俯冲作用(Lietal., 2019; Yangetal., 2019; Hanetal., 2020)。黑龙江洋是晚古生代到中生代早期存在于佳木斯-兴凯地块与松辽地块间的短期区域性洋盆(Wuetal., 2007; Zhuetal., 2017a, b; Lietal., 2022)，主要以双向俯冲模式控制佳木斯-兴凯地块西缘以及松辽地块东缘的构造演化进程(Dongetal., 2017a, b)。古太平洋起源于泛大洋，由泛大陆裂解后逐渐演化而来(郭锋，2016)，中国东北地区属于环太平洋构造域的一部分，那丹哈达地体中的跃进山杂岩明确记录了古太平洋板块向中国东北地区俯冲作用开始于晚三叠世到早侏罗世时期(Zhouetal., 2014)。在漫长的地质演化进程中，佳木斯-兴凯地块经历的古大洋构造域最多、范围最广、受影响时间最长，因而保存了丰富的构造作用地质记录，例如：东缘地区具有由浅海相到海陆交互相再到陆相转换特征的上古生界地层序列 (黑龙江省地质矿产局，1993; Sunetal., 2015; Lietal., 2019)，东缘和西缘地区大量的晚古生代岛弧岩浆岩(吴福元等，2001; Mengetal., 2008; 于介江等, 2013; 张磊等，2013; Bietal., 2015, 2016; Sunetal., 2015；Dongetal., 2017a, b; Yangetal., 2017, 2019; Lietal., 2020, 2021; Shanetal., 2021)，东缘的那丹哈达增生杂岩带(Kojima and Mizutani, 1987; Kojima, 1989；Mizutani and Kojima,1992; 周建波等，2012，2016; Zhouetal., 2014)，以及西缘的富含蓝片岩的吉黑高压变质带(吴福元等，2001；Zhouetal., 2009; Zhuetal., 2015; Dongetal., 2017a, b; Hanetal., 2020)等。因此，佳木斯-兴凯地块是探索中亚造山带东部，欧亚大陆东缘构造演化最理想的天然实验室。

图1 亚洲大陆中部和东部构造单元划分(a)及中国东北地区构造划分纲要图(b) (据Li et al., 2021)

佳木斯-兴凯地块中保存的诸多地质记录为不同古大洋体制的构造演化提供关键证据，前人对此研究也获得了大量的成果。东缘地区由浅海相到陆相转换的上古生界地层序列被认定为该区晚泥盆世到晚石炭世被动陆缘向活动陆缘构造环境转换的关键证据(Lietal., 2019)，该构造环境转换可能与蒙古-鄂霍茨克洋或古太平洋板块的俯冲有关(Sunetal., 2015; Bietal., 2017; Lietal., 2019)。东缘大量的岛弧岩浆岩基本形成于早二叠世，可能与蒙古-鄂霍茨克洋、古亚洲洋或者古太平洋的俯冲有关(许文良等，2012；Zhou and Li, 2017; Yangetal., 2019)。而西缘的岛弧岩浆岩基本形成于晚二叠世，与黑龙江洋的俯冲有关(Dongetal., 2017a, b; Lietal., 2021)。那丹哈达增生杂岩带形成于古太平洋的俯冲-增生过程，是环太平洋构造域俯冲启动的直接证据(Zhouetal., 2014; 周建波等，2016)。吉黑高压变质带内的物质来源与黑龙江洋密切相关，其最终可能形成于古太平洋俯冲、黑龙江洋闭合以及佳木斯-兴凯地块与松辽地块拼贴的综合作用结果(Wuetal., 2007; Zhouetal., 2009, 2010; 周建波等，2013; Zhuetal., 2015, 2017a, b; Dongetal., 2017a, b; Lietal., 2021)。以上研究表明，前人主要基于单一地质记录的单独研究来反演古大洋构造域独立或阶段性的构造演化历史，而缺少对这些地质证据以及古大洋构造域在时间和空间上的相互联系，这使得以上古大洋构造域属性厘定上存在一定争议。因此，将古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋、古太平洋(泛大洋)以及黑龙江洋构造域的演化按时间顺序、空间分布以及作用极性建立起整体的综合联系，是理清吉黑东部构造体制转换的关键。

本文通过对吉黑高压变质带中青龙村群斜长角闪岩系统的岩石学、锆石U-Pb年代学和全岩地球化学研究，为吉黑高压变质带的岩石组成、原岩定年以及构造属性研究提供新的证据。同时结合佳木斯-兴凯地块东缘和西缘的大量晚古生代岛弧属性岩浆岩以及那丹哈达增生杂岩和吉黑高压变质带的分析总结，识别出佳木斯-兴凯地块的“双带双弧”结构，并利用该特征结构的制约，建立起吉黑东部地区晚古生代时期包括古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋、古太平洋(泛大洋)以及黑龙江洋在内的综合构造演化模型，进而说明中亚造山带东缘从古亚洲洋闭合最终到古太平洋俯冲启动的构造转换过程。

1 区域地质背景及样品特征

中国东北地区由一系列微陆块组成，自西向东依次为额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块和佳木斯-兴凯地块，位于中亚造山带的东段，夹于西伯利亚克拉通和华北克拉通之间(图1)。吉黑东部地区主体位于东北微陆块群的东部，主要包括那丹哈达地体、佳木斯-兴凯地块以及松辽地块的东缘(图2；吉林省地质矿产局，1988; 黑龙江省地质矿产局，1993)。佳木斯地块向南延伸到兴凯地块，向北继续延伸到俄罗斯境内的布列亚地块，并统称为兴凯-佳木斯-布列亚地块(图1；曹熹等, 1992;engöretal., 1993; Wildeetal., 2000; Zhouetal., 2009)。本文主要研究的是该地块在中国境内的部分，即佳木斯地块和兴凯地块。佳木斯地块的基底以麻山群为主，为一套孔兹岩系，由麻粒岩、变粒岩、片麻岩、石墨片岩以及大理岩组成(Wildeetal., 1997；宋彪等，1997；周建波等，2016)。麻山群的原岩时代主要为中-新元古代，且经历了晚泛非期(～500Ma)的变质作用(Wildeetal., 1997，2000，2003；Zhou and Wilde, 2013；吕长禄等，2014；Yangetal., 2017)。兴凯地块基底以虎头杂岩为主，组成与麻山群相似，同样为一套孔兹变质岩系，主要由夕线石榴片麻岩、碳酸盐岩、长英质片麻岩以及石榴花岗片麻岩组成(Zhouetal., 2010；李功宇等，2020)。最新研究结果显示，来自虎头杂岩的夕线石榴片麻岩的锆石边部变质年龄为490Ma，而核部的岩浆锆石年龄为610～934Ma。石榴花岗片麻岩的岩浆锆石年龄为515～522Ma，锆石变质边缘记录的变质年龄为500～510Ma，表明虎头杂岩与麻山群相似，都经历了晚泛非期的变质作用(Zhouetal., 2010)。佳木斯地块与兴凯地块被大型左旋走滑断裂所截断，该断裂形成于侏罗-白垩纪时期(朱光等, 2006; 孙晓猛等, 2010)，远晚于二者基底的形成时代(晚泛非期)，因此可将佳木斯地块与兴凯地块视为统一的地质单元，统称为“佳木斯-兴凯地块”。佳木斯-兴凯地块盖层为零散分布于东缘和西缘的晚古生代-早中生代的火山-沉积岩系(图2；黑龙江省地质矿产局，1993)。佳木斯-兴凯地块位于松辽地块和那丹哈达地体之间，分别被黑龙江杂岩和跃进山杂岩分割开来(图1)。那丹哈达地体，又称为那丹哈达增生杂岩带，主要由古元古代片麻岩、二叠纪辉长岩、二叠-三叠纪变质玄武岩、三叠纪硅质岩、石炭-二叠纪灰岩、晚三叠-中侏罗世辉长岩、中侏罗世枕状熔岩、三叠纪-中侏罗世的硅质页岩组成，外来岩块都被包裹在较年轻的碎屑岩基质中，具有典型蛇绿岩特征，区域上划分为跃进山杂岩和饶河杂岩两部分(黑龙江省地质矿产局，1993；Zhouetal., 2014; 周建波等，2016)。跃进山杂岩和饶河杂岩分别记录了古太平洋板块俯冲增生的晚三叠-早侏罗世和中侏罗-早白垩世两个不同阶段，是古太平洋板块俯冲的直接证据(Zhouetal., 2014; 周建波等，2016)。黑龙江杂岩沿佳木斯-兴凯地块与松辽地块的边界呈南北向展布(图2；黑龙江省地质矿产局，1993)，为一套由绿帘-蓝片岩相的岩石组合而成的高压变质岩带，并含有特征变质矿物组合(如蓝闪石，多硅白云母等)，代表了温压条件为320～450℃和0.9～1.1GPa的低温-高压变质作用(Zhouetal., 2009)。黑龙江杂岩被定义为一套俯冲作用过程中形成的构造混杂岩(曹熹等, 1992; 李锦轶等, 1999; Wuetal., 2007)。前人在对佳木斯-兴凯地块西南缘的长春-延吉缝合带中的呼兰群变质杂岩、青龙村群变质杂岩、色洛河群变质杂岩、烟筒山红帘石片岩带以及开山屯变质杂岩的研究发现，其与黑龙江杂岩带形成于统一的大地构造背景，具有相似的构造属性，因此将黑龙江杂岩带和长春-延吉缝合带中的多个混杂岩组合整合为同一构造单元，命名为“吉林-黑龙江高压变质带(简称为吉黑高压带)”(图1、图2；周建波等, 2013；Lietal., 2021)。黑龙江蓝片岩作为特征性岩石类型附存于吉黑高压带中，具有洋岛玄武岩(OIB)和洋中脊玄武岩(MORB)的地球化学属性，是黑龙江洋洋壳曾经存在的有力证据，同时吉黑高压带的形成和最终就位也与黑龙江洋的演化过程息息相关(Zhouetal., 2009；Zhuetal., 2015; Dongetal., 2017a, b; Hanetal., 2020)。

图2 佳木斯-兴凯地块地质图(据黑龙江省地质矿产局，1993; Wilde et al., 2003; 吴福元等, 2001)及代表性岩石位置及年龄

本文的研究区位于佳木斯-兴凯地块的西南缘的青龙村地区(图2)，是吉黑高压带的南段部分。该区主要出露的是青龙村群和不同时代的花岗岩(吉林省地质矿产局, 1988)。青龙村群主要为一套变质变形岩石组合，自下而上被分为3段。下段为黑云母石英片岩、片麻岩、大理岩和变质砂岩；中段为黑云母斜长片麻岩、斜长角闪岩和麻粒岩；上段为变质砂岩和碳质板岩。古生代以来，青龙村群经历了多期变形变质作用，导致其分布于不同时代的花岗岩中，而缺少明显的界线，副变质岩主要为含石榴石黑云斜长片麻岩和云母片岩, 而正变质岩主要为玄武岩变质形成的斜长角闪岩(吉林省地质矿产局，1988；张春艳等, 2007)。

本文所分析的样品为采自青龙村群中部两个露头点的4个斜长角闪岩，样品JH-12和JH-13采样位置的GPS坐标为N44°03′57.7″、E130°51′54.4″，样品JH-15H和JH-16采样位置位于上一个采样点西北方向约1km处，GPS坐标为N44°03′56.2″、E130°51′53.8″(图2)。

研究区内青龙村群总体呈近北西向展布，斜长角闪岩是主体出露的岩石类型，主要呈似层状与云母片岩互层产出，新鲜面颜色为灰绿色，可见变余杏仁状或气孔状构造(图3a, c),推断斜长角闪岩由玄武岩变质形成。岩层倾向变化幅度较大，倾角变化介于15°～30°之间，劈理较为发育，上段变形强烈，形成明显的揉皱和S-C组构等。由于植被覆盖，无法观察到与上覆地层接触关系，下段与南侧的夹皮沟群为断层接触。斜长角闪岩样品的镜下特征显示其发育粒状变晶结构和片状或片麻状构造，主要由普通角闪石(70%～80%)、斜长石(15%～25%)以及少量的副矿物(～5%)组成(图3b, d)。其中斜长石呈不规则粒状，定向排列，粒度为0.1～0.8mm，可见聚片双晶，部分被绢云母交代，表面略脏；角闪石呈不规则粒状，定向排列，发育两组解理，部分角闪石表面发生绢云母化，极少数发生绿帘石化，粒度为0.2～1mm。岩石具有轻微的蚀变特征，蚀变矿物主要为绢云母。岩石样品总体呈现低角闪岩相矿物组合。

图3 青龙村斜长角闪岩野外照片(a、c)和显微照片(b、d)

2 测试方法

经过室内岩相学分析之后，共选取4个新鲜的代表性斜长角闪岩样品用来进行全岩主量和微量元素分析。首先将样品切片，去除表面污染物和风化面，放置于0.5N的稀盐酸中浸泡2h。接下来用蒸馏水清洗后，放入温度120℃的烘干机中烘干24h。之后用玛瑙研磨器将样品碎片研磨至200目以下。全岩主量与微量元素分析在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成。主量和微量元素分别采用X射线荧光光谱玻璃熔片法和电感耦合等离子质谱法进行测试分析。用于主量元素测试的设备为Rigaku RIX 2000型荧光光谱仪(XRF)，分析精度优于1%～5%。具体工作流程如下：(1)将样品置于105℃的烘箱中烘干，取出后置于密封的干燥皿中冷却至室温；(2)称取1.0g左右烘干样品置于恒重坩埚中，在1000℃下灼烧2h，冷却至室温后称量，计算烧失量 (LOI)；(3)精确称取6.0g助熔剂(Li2B4O7: LiBO2:LiF = 9:2:1)、0.6g样品、0.3g 氧化剂(NH4NO3)，均匀混合后置于铂金坩埚中，在1150℃下使其完全熔融，然后在室温下冷却后形成玻璃熔片，然后将玻璃片取出以备XRF测试。微量元素测试设备为 Perkin-Elmer Scienx ELAN 6000型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，分析精度优于2%～5%。具体工作流程如下：(1)准确称取50mg样品置于Teflon溶样弹中，依次加入1mL高纯HNO3和高纯HF，振荡使它们充分混合；(2)将溶样弹放入钢套，置于190℃烘箱中加热24h以上；(3)待溶样弹冷却，开盖后置于140℃电热板上蒸干，然后加入1mL HNO3并再次蒸干；(4)加入1mL高纯HNO3、1mL MQ水和1mL内标溶液(浓度为1×10-6)，再次将溶样弹放入钢套，置于烘箱中加热12h以上；(5)将溶液转入聚乙烯料瓶中，并用2% HNO3稀释至100g用于ICP-MS测试。数据处理过程中使用的标样为USGS标准W-2和G-2以及国内标准GSR-1、GSR-2和GSR-3。

所有锆石颗粒经过磁力和重力液分离后，在双目显微镜下进行人工手动挑选。将无裂纹、无明显夹杂的透明锆石镶嵌在环氧树脂靶上，然后抛光至约一半厚度。锆石的阴极发光成像(CL)在中国科学院地质与地球物理研究所实验室完成。锆石LA-ICP-MS U-Pb定年分析由中国科学技术大学壳幔物质与环境重点实验室(合肥)完成。该实验室使用的仪器为激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICPMS)，其ICP-MS型号Agilent 7500a，LA型号GeoLas2005，斑束大小为32μm，频率10Hz，以标准锆石91500作为外部校正标样，其U-Th-Pb同位素比值为Wiedenbecketal. (1995)推荐值，以NIST610作为内标，每个测点有20～30s的空白信号 (载气测量) 和50s的样品信号。锆石U-Pb同位素比值和元素含量计算，采用ICPMSDataCal软件处理完成(Liuetal., 2008, 2010a, b)，然后根据Andersen (2002)的普通Pb校正方法对数据进行校正。最后通过Isoplot/Ex_ver3标准程序软件(Ludwig, 2003)进行年龄计算和相关协和年龄图件绘制。

3 分析结果

3.1 主量和微量元素

本次研究采集了4个斜长角闪岩样品用于主量和微量地球化学测试分析(表1)。地球化学测试结果显示，斜长角闪岩样品SiO2含量为47.59%～49.86%，TiO2含量为 0.83%～0.91%， FeOT含量为15.22%～16.81%，MgO含量为4.68%～6.08%，Al2O3含量为13.69%～14.59%，Na2O 含量为2.48%～3.79%，K2O含量为0.56%～0.73%(表1)。在Zr/TiO2(×10-4)-SiO2图解中(图4a)，样品落入到玄武岩岩区。在SiO2-FeOT/MgO图解中，样品均属于拉斑系列(图4b)。

图4 青龙村群不同单元的岩石分类图(a、b)及构造背景判别图(c、d)

青龙村群斜长角闪岩样品的稀土元素总量(∑REE)为47×10-6～67×10-6，在球粒陨石标准化稀土元素配分图上(图5a)，稀土元素配分曲线变化趋势相同，整体表现为右倾，轻稀土元素富集(LREE)，重稀土元素亏损(HREE)，轻稀土与重稀土比为3.9～4.2，(La/Yb)N为2.9～3.5，与富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)类似。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图5b), 青龙村群斜长角闪岩样品表现为流动性元素Rb、Th和U相对亏损，元素Sr、Ba、Pb以及高场强元素Nb、Ta相对富集。本文中斜长角闪岩样品的主量元素成分变化较小，暗示变质作用和蚀变作用对主量元素的影响较少。这些斜长角闪岩样品还具有相对较低的烧失量(1.65%～2.62%)，并且样品也不存在Ce异常，暗示其未经历二次蚀变作用(Polatetal., 2002; Wangetal., 2016)。此外，斜长角闪岩样品具有相对平缓的稀土元素配分模式，表明其在变质蚀变及变形过程中相对稳定。因此，斜长角闪岩中大部分的主量元素、稀土元素、高场强元素以及部分过渡金属元素在中低级变质作用和蚀变作用过程中并未受到明显影响，因此可以运用这些元素讨论岩石形成相关的构造背景。在Th-Hf/3-Nb/16和Th-Hf/3-Ta图解中(图4c, d)，样品的投影点均落入富集型洋中脊(E-MORB)构造背景区域内。

图5 青龙村斜长角闪岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a,标准化值据Sun and McDonough, 1989)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b，标准化值据Stern, 2002)

3.2 年代学测试结果

3.2.1 斜长角闪岩样品JH-12

该样品锆石均呈无色透明、长柱状、自形到半自形，长度约100～200μm，长宽比为2:1～3:1。CL图像中可清晰呈现出震荡环带结构(图6a)，表明其为岩浆锆石。本文采用LA-ICPMS测试手段对26颗锆石进行了26次分析，获得了26个协和年龄测试结果。测试分析结果显示(表2)，锆石的Th含量为35×10-6～489×10-6，U含量为65×10-6～739×10-6，Th/U值为0.43～0.88，也证实了锆石的岩浆成因背景(Th/U值大于0.1；吴元保和郑永飞，2004)。26个协和数据确定的加权平均年龄为258±3Ma (图6c；MSWD=0.01)，限定了该斜长角闪岩样品的原岩年龄。

图6 青龙村斜长角闪岩样CL图像(a、b)及锆石U-Pb年龄协和图(c、d)

3.2.2 斜长角闪岩样品JH-15

该样品锆石均呈无色透明，大部分为短柱状、半自形，长度约80～150μm，长宽比为1.5:1～2:1。CL图像中可清晰呈现出震荡环带结构(图6b)，表明其为岩浆锆石。本文对该样品进行了30次分析(表2)，结果显示锆石的Th含量为2.2×10-6～399×10-6，U含量为9.7×10-6～449×10-6，Th/U值为0.16～1.23，也证实了锆石的岩浆成因背景。30次测试结果中，有5个不协和数据(不协和度大于10%)。其余25个协和年龄结果确定的加权平均年龄为259±3Ma (图6d；MSWD=0.014)，代表了该斜长角闪岩样品的原岩年龄。

表2 青龙村群斜长角闪岩锆石年龄

续表2

4 讨论

4.1 青龙村群的属性、时代及构造背景

青龙村群曾经被定义为传统的地层序列(吉林省地质矿产局, 1988)，并根据一些化石、区域地层关系对比以及侵入体时代研究，将其归置于不同的时代，例如，太古代、古生代或者新元古代至早寒武世(吉林省地质矿产局, 1988；贾大成, 1994)。近年来，随着锆石地质年代学测试分析技术的不断发展，从青龙村群的不同类型的岩石中也获得了不同的U-Pb锆石年龄，例如白云母片岩年龄242Ma(张超, 2014)，变质辉长岩年龄248Ma和黑云斜长片麻岩年龄250～260Ma(周建波等, 2013；Lietal., 2022)，云母片岩年龄265Ma(周静, 2017)以及角闪岩年龄274Ma(张春艳等, 2007)。我们本次研究新的测试结果表明，佳木斯-兴凯地块西缘青龙村群斜长角闪岩的形成年龄为～260Ma。

以上研究结果显示，青龙村群具有从太古代到晚古生代较大的年龄跨度。除了具有年龄变化的多样性特征以外，青龙村群还具有不同岩性形成于不同构造背景的特征。例如，基性-超基性岩形成于火山弧或活动大陆边缘(张炯飞，1997)，超基性岩具有右倾稀土配分模式和弱Eu异常，轻稀土富集、重稀土亏损的特征，与富集型洋中脊(E-MORB)稀土配分模式一致(周静，2017)；阳起片岩、黑云母片麻岩以及黑云斜长片麻岩具有相似的微量元素特征，即大离子亲石元素和轻稀土元素富集，高场强元素亏损等，与岛弧岩浆岩一致，但是它们的原岩类型不同，其中阳起片岩与黑云母片麻岩原岩属于钙碱性系列岛弧安山岩，而片麻岩与黑云斜长片麻岩原岩属于钙碱性系列岛弧流纹岩或英安岩(图4；邱殿明等，2004; Lietal., 2022)。本文对青龙村群斜长角闪岩的地球化学研究结果表明，该地区的斜长角闪岩原岩属于拉斑系列玄武岩(图4b)。构造判别图解指示了青龙村群斜长角闪岩形成于富集型洋中脊环境(图4c, d)。除了以上特征外，在对青龙村群的野外地质观察中发现，青龙村群中多发育透镜状、楔状、舌状形态的基性和超基性岩，多为无根岩体，具有蛇绿岩套下部岩系的特征(贾大成，1994)。因此，我们认为青龙村群为一套由不同岩性、不同时代、形成于不同构造背景的岩石混杂而成的构造混杂岩，而不是传统意义上的地层序列。

沿着长春-延吉缝合带以及相邻地区有多个与青龙村群相似的构造单元，包括呼兰群变质杂岩、色洛河群变质杂岩、开山屯变质杂岩以及烟筒山红帘石片岩带，这些岩石组合以发育特征性的构造混杂岩、高压变质矿物组合广泛发育以及多时代不同性质岩石混杂组合为特征(施性明和兰玉琦，1985；孟繁兴，1992；邵济安等，1995；吴汉泉等，2003；唐克东等，2011；Zhou and Wilde, 2013；周建波等，2013)，也并不是真正的地层序列，同样是由不同时代、不同类型和属性的岩石混杂而成的构造混杂岩(Zhou and Wilde, 2013；周建波等，2013)。在区域上，长春-延吉缝合带中包括青龙村群在内的变质杂岩单元与黑龙江高压蓝片岩以及张广才岭-小兴安岭增生杂岩呈近南北向带状连续分布于佳木斯-兴凯地块西缘，且经历了相同时代的变质作用过程，为佳木斯-兴凯地块受古太平洋俯冲和黑龙江洋闭合共同影响向西拼贴俯冲的产物，最终就位均形成于晚三叠-早侏罗世(180～210Ma)，因此可将它们作为统一的构造单元来考虑，命名为“吉林-黑龙江高压变质带”简称为“吉黑高压带”(图1、图2；Zhou and Wilde, 2013；周建波等，2013；Lietal., 2021)。

4.2 佳木斯-兴凯地块的“双带双弧”结构

4.2.1 那丹哈达增生杂岩带和吉黑高压带

那丹哈达增生杂岩带又称那丹哈达地体或完达山地体，位于佳木斯-兴凯地块的东缘(图1、图2)，主要由三叠纪到侏罗纪的增生杂岩和白垩纪花岗岩订合体组成，是古太平洋板块增生带的一部分，也是中国境内古太平洋板块俯冲-增生最有力的地质记录(Kojima, 1989; 程瑞玉等，2006; Zhou and Wilde, 2013; Zhouetal., 2014)。其中三叠纪到侏罗纪的增生杂岩又可划分为饶河杂岩和跃进山杂岩两部分(Zhouetal., 2014)。跃进山杂岩主要由变质沉积岩和变质基性-超基性岩组成，形成时代为210～180Ma之间，代表了古太平洋板块晚三叠世到早侏罗世期间的第一阶段的俯冲-增生(Zhouetal., 2009, 2014; 韩伟和周建波，2020)。饶河杂岩作为那丹哈达增生杂岩带的主体部分，由灰岩、硅质岩、变质沉积岩以及夹于变质沉积岩中的基性-超基性岩组成(黑龙江省地质矿产局，1993)，形成时代为170～130Ma之间，代表了中侏罗世到早白垩世古太平洋板块的俯冲增生作用(周建波等，2018；韩伟和周建波，2020)。

吉黑高压带位于佳木斯-兴凯地块的西缘，主要由黑龙江杂岩以及分布于长春-延吉缝合带中的多个混杂岩组合构成(曹熹等, 1992; 李锦轶等, 1999; Wuetal., 2007; 周建波等, 2013；Lietal., 2022)。黑龙江杂岩沿佳木斯-兴凯地块与松辽地块的边界呈南北向展布(图2；黑龙江省地质矿产局, 1993)，为一套由绿帘-蓝片岩相的岩石组合而成的高压变质岩带，并含有特征变质矿物组合(如蓝闪石、多硅白云母等)，代表了温压条件为320～450℃和0.9～1.1GPa的低温-高压变质作用(Zhouetal., 2009)。黑龙江杂岩被定义为一套俯冲作用过程中形成的构造混杂岩(曹熹等, 1992; 李锦轶等, 1999; Wuetal., 2007)。而长春-延吉缝合带中的多个混杂岩组合(如青龙村群变质杂岩、呼兰群变质杂岩、色洛河群变质杂岩、开山屯变质杂岩以及烟筒山红帘石片岩带)，前人经过大量的研究将其重新定义为同一个构造混杂岩单元，并将其划入黑龙江杂岩的向南延伸，与黑龙江杂岩共同组成“吉林-黑龙江高压变质带”(简称为“吉黑高压带”)(图1、图2；Zhou and Wilde, 2013; 周建波等, 2013; Lietal., 2021)。黑龙江蓝片岩作为特征性岩石类型附存于吉黑高压带中，具有OIB(洋岛玄武岩)和MORB(洋中脊玄武岩)的地球化学属性，是黑龙江洋洋壳曾经存在的有力证据，同时吉黑高压带的形成和最终就位也与黑龙江洋的演化过程息息相关(Zhouetal., 2009；周建波等，2009；Zhuetal., 2015; Dongetal., 2017a, b; Hanetal., 2020)。除了蓝片岩的证据，作为黑龙江杂岩的另一种主要岩石组成晚古生代斜长角闪岩同样具有OIB、E-MORB、N-MORB以及大洋岛弧或活动大陆边缘等大洋环境属性，也暗示了佳木斯地块与松辽地块间在晚古生代时期黑龙江洋盆的存在(颉颃强等, 2008; Dongetal., 2017a，b; Geetal., 2017; Zhuetal., 2017a, b)。

4.2.2 佳木斯-兴凯地块东缘和西缘的晚古生代岛弧岩浆岩带

佳木斯-兴凯地块东缘分布着大量的二叠纪274～302Ma的岛弧属性岩浆岩(图2、表3)，包括六连花岗岩(284Ma; 于介江等，2013)、勤得利流纹岩 (279Ma; Bietal., 2017)、宝清安山岩和流纹岩 (275～293Ma; Mengetal., 2008;孟恩等，2011; Bietal., 2017)、二龙山安山岩(284～286Ma; Lietal., 2020)、东方红辉长岩(274～290Ma; Sunetal., 2015; Bietal., 2015)以及宝清花岗岩和闪长岩(275～302Ma; Bietal., 2016)。前人的研究表明这些早-中二叠世的岩浆岩具有高Na2O和Al2O3，低K2O, 大离子亲石元素(Rb、Ba、Th、K等)和轻稀土元素富集，高场强元素亏损(Nb、Ta、Ti等)以及Eu元素较弱或无明显正异常等相似的地球化学特征，均表现出活动大陆边缘或岛弧岩浆岩的属性，与同时期的古大洋板块的西向俯冲有关(图7, 孟恩等，2011; Bietal., 2017; Lietal., 2020)。在区域内，晚古生代时期曾经存在过的古大洋构造体系有古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋以及古太平洋(泛大洋)，这些大洋板块都对吉黑东部地区产生过重要影响。但根据大洋俯冲极性、时代以及位置的综合判断，东缘的二叠纪岛弧岩浆岩最有可能形成于蒙古-鄂霍茨克洋的俯冲(Zhou and Li, 2017; Lietal., 2019, 2020, 2021; Chenetal., 2022)。在空间分布上，这些岩浆岩沿佳木斯-兴凯地块东缘呈现南北向带状分布，与那丹哈达增生杂岩带近平行分布(图2)。因此，我们将该岩浆岩带命名为“东缘早-中二叠世岛弧岩浆岩带”，简称“东带”。

表3 佳木斯-兴凯地块东、西两缘二叠纪岛弧岩浆岩年龄统计

图7 佳木斯-兴凯地块东、西缘二叠纪岛弧岩浆岩构造判别图解

与东缘地区相似，佳木斯地块西缘也分布着大量二叠纪(250～278Ma)的岛弧岩浆岩(图2、表3)，包括萝北辉长岩及闪长岩(256～272Ma；李旭平等，2010；Yangetal., 2019)、嘉荫二长花岗岩(250～272Ma；包真艳等, 2014)、依兰辉长岩(256～259Ma; Dongetal., 2017a)、依兰-桦南花岗岩(263～278Ma; Dongetal., 2017b)、青山花岗闪长岩(270Ma; 吴福元等，2001)、石场花岗岩(258～267Ma; 吴福元等，2001)、柴河花岗岩(265Ma; 张磊等，2013)、西北楞花岗岩(250～275Ma，Yangetal., 2017)、美作花岗闪长岩(259Ma; 黄映聪等，2008)以及楚山花岗岩(256Ma; 吴福元等，2001)，这些二叠纪岩浆岩具有相似的地球化学特征，属于中-高钾钙碱性系列，轻稀土元素和大离子亲石元素(例如，Rb，Th和K等)相对富集，重稀土和高场强元素(例如，Nb，Ta和Ti等)相对亏损，形成于古大洋板块俯冲作用有关的岛弧环境(图7a, b; Dongetal., 2017a)。除此之外，兴凯地块西缘也分布着二叠纪254～274Ma的火山岩，例如，卧龙变质安山岩和流纹岩(274Ma; 邱殿明等，2004; 张春艳等，2007)、阎王殿变质安山岩(267Ma；Lietal., 2021)以及青龙村流纹岩(254～262Ma；Lietal., 2022)。这些火山岩的地球化学特征与佳木斯地块西缘的二叠纪侵入岩相同，同样也形成于古大洋板块俯冲作用有关的岛弧环境(图7c, d; Dongetal., 2017a, b; Geetal., 2017; Lietal., 2021, 2022)。在区域上，这些二叠纪的岛弧岩浆岩沿着吉黑高压带和佳木斯-兴凯地块西缘呈近南北向带状分布(图2)。因此，我们识别了一条沿佳木斯-兴凯地块西缘呈近南北向分布的二叠纪与大洋俯冲作用有关的具有岛弧属性的岩浆岩带(图2)，将其命名为“西缘中-晚二叠世岩浆岩带”，简称“西带”。该岩浆岩带的确定为黑龙江洋二叠纪时期向佳木斯-兴凯地块西缘的东向俯冲提供了关键的证据(Wuetal., 2007, 2011; Zhouetal., 2009; Zhuetal., 2015, 2017a, b; Dongetal., 2017a, b; Hanetal., 2020)。

4.3 构造启示

形成于不同的构造体制作用的那丹哈达增生杂岩带、吉黑高压带、西缘中-晚二叠世岛弧岩浆岩带以及东缘早-中二叠世岛弧岩浆岩带在空间上呈现出平行且对称分布于佳木斯-兴凯地块的东缘和西缘(图2)，而且它们在时间顺序上也存在着连续演化的关键特征。当把佳木斯-兴凯地块的“双带双弧”进行整体分析时，不难发现其区域构造演化的密切关系。因此，我们根据佳木斯-兴凯地块“双带双弧”结构的制约，重建出吉黑东部地区晚古生代时期古大洋体系的构造转换和演化历史(图8)：(1)在早二叠世(图8a)，佳木斯-兴凯地块作为中亚造山带东缘的一部分，主要受古亚洲洋构造体制南向俯冲/闭合的影响，在吉黑东部地区初步形成扩张环境(Zhuetal., 2022)，随后由于蒙古-鄂霍茨克洋的俯冲，沿东缘形成早-中二叠世岛弧岩浆岩带(Zhou and Li, 2017; Lietal., 2019, 2020, 2021)，并进一步为佳木斯-兴凯西缘的弧后扩张环境叠加提供原始驱动力，导致扩张加剧，进而黑龙江洋打开，佳木斯-兴凯地块与松辽地块分离，向东飘移(Lietal., 2022)；(2)中-晚二叠世(图8b)，随着黑龙江洋的逐步演化，具有E-MORB属性的玄武岩在形成，同时由于黑龙江洋的俯冲，佳木斯-兴凯地块发生西缘大量岩浆活动，并最终导致中-晚二叠世岛弧岩浆带形成(Dongetal., 2017a, b; Zhuetal., 2017a, b; Lietal., 2021)；(3)到了晚三叠世(图8c)，由于古太平洋板块在佳木斯-兴凯地块东缘的西向俯冲，形成那丹哈达增生杂岩带(Zhouetal., 2014; 韩伟和周建波，2020)，黑龙江洋在此期间逐渐闭合消失，在古太平洋俯冲和黑龙江洋闭合的共同作用下，吉黑高压变质带在佳木斯-兴凯地块西缘最终就位(Zhouetal., 2009, 2010；周建波等，2013)。在佳木斯-兴凯地块东西缘的双带双弧全部就位形成后，吉黑东部地区完成了由古亚洲洋到古太平洋的构造体制转换。