龙江-乌兰浩特地区新太古代-古元古代岩浆事件：对松嫩地块西缘前寒武纪地质体属性的制约*

2022-10-17吴新伟张超邵军郭威李林川张广宇刘宝山宋万兵

岩石学报 2022年9期

吴新伟张超邵军郭威李林川张广宇刘宝山宋万兵

东北地区大地构造位置处于中亚造山带东段，其北侧为西伯利亚克拉通，南侧为华北克拉通，东侧为太平洋板块(图1)。受古亚洲洋构造域、蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋构造域叠加影响，东北地区构造演化历史复杂，成为地学界研究大陆增生改造、微陆块群碰撞拼贴及洋陆转换的热点区域(吴新伟等, 2017; Liuetal., 2017, 2021; Xiaoetal., 2018; Zhaoetal., 2018; 徐备等, 2018; 刘永江等, 2019; 许文良等, 2019; 李锦轶等, 2019; Guanetal., 2022)。黄汲清和姜春发(1962)最早以地槽褶皱带将东北地区划分为内蒙-大兴安岭加里东和吉-黑海西两个地槽褶皱系，后期不同学者将东北地区划分为多个具有前寒武纪结晶基底的古老微陆块，并将各陆块上出露的变质岩系作为各自的结晶基底，根据出露地点的不同将它们分别定名“麻山群”、“兴华渡口群”、“新开岭群”、“张广才岭群”、“扎兰屯群”、“风水沟河群”和“黑龙江群”等，认为它们代表东北微陆块的前寒武纪基底，并依据其变质程度和区域构造关系认定形成时代为新太古代-新元古代(内蒙古自治区地质矿产局, 1991; 黑龙江省地质矿产局, 1993)。近年来，随着LA-ICP-MS和SHRIMP锆石同位素定年技术的广泛应用，前人对东北地区各地块的基底属性(Wuetal., 2001, 2011; 张明等, 2006; Cuietal., 2015; 刘宇崴等, 2017; Zhouetal., 2012, 2018; 李锦轶等, 2019; 许文良等, 2019; 刘永江等, 2019; Liuetal., 2021)、地质体的时代(Wuetal., 2011; Tangetal., 2013; 赵硕等, 2016; 张超等, 2018; 钱程等, 2018; Wuetal., 2018; 张超等, 2020)和构造体系的形成与演化及叠加历史等进行了大量的研究，并取得了突出进展(engör and Natal’in, 1996; Jahnetal., 2000, 2004; Wuetal., 2001, 2011; 唐克东等, 2011; Safonovaetal., 2011; Liuetal., 2017, 2021; Zhouetal., 2012, 2018; Zhaoetal., 2018; 许文良等, 2019; 李锦轶等, 2019; 刘永江等, 2019)。高精度锆石U-Pb测年结果显示东北地区“前寒武纪基底”多数形成于古生代和早中生代(苗来成等, 2007; Mengetal., 2010; Wuetal., 2012; Wangetal., 2012, 2014; Zhouetal., 2012; Cuietal., 2015)，因此东北地区各微陆块中是否存在大面积前寒武纪变质基底存在争议。然而东北地区晚古生代(变)沉积岩中记录了大量的前寒武纪年龄信息(Mengetal., 2010; Zhouetal., 2012; Wangetal., 2012, 2014; 权京玉等, 2013)，显生宙以来的岩浆活动中也同样存在前寒武纪捕获锆石信息(贾维馨等, 2016; Songetal., 2019)，暗示东北地区前寒武纪地质体的存在；额尔古纳地块、松嫩地块和佳木斯地块新太古代和新元古代侵入体(孙立新等, 2012; 佘宏全等, 2012; Tangetal., 2013; Gouetal., 2013; 邵军等, 2015; 赵硕等, 2016; Luanetal., 2017, 2019; 张超等, 2018; Wuetal., 2018; 钱程等, 2018; 程招勋等, 2018)的发现也进一步证明东北地区存在前寒武纪地质体。目前对东北地区前寒武纪地质体的分布特征、时代和成因研究程度较低，从而制约了对东北地区各地块基底属性和早期演化历史的认识。

东北地区微陆块中是否存在前寒武纪陆块？这些微陆块是相对独立的地块，还是存在特定的亲缘性关系？这些问题一直存在争论(刘永江等, 2019; 许文良等, 2019; 李锦轶等, 2019)。因此，准确识别松嫩地块微陆块中的前寒武纪地质体对研究东北地区是否存在前寒武纪基底具有重要的意义。本文对松嫩地块西缘龙江地区和乌兰浩特地区新太古代和古元古代地质体进行LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素和Hf同位素研究，为识别松嫩地块前寒武纪结晶基底提供了新证据。

1 区域地质背景

松嫩地块包括松辽盆地、小兴安岭和张广才岭，大地构造位置位于贺根山-黑河缝合带以东，牡丹江缝合带以西和西拉木伦河-长春缝合线以北。由于分布大面积古生代-中生代花岗岩和中生代沉积地层，松嫩地块基底的物质组成和形成时间尚未得到统一认识，其基底构造属性仍存在较大争议。目前对松嫩地块基底物质组成和属性的认识主要包括：(1)松嫩地块具有元古代甚至更古老的结晶基底(Mengetal., 2010; Luanetal., 2017, 2019; Wangetal., 2012, 2014)，其证据主要包括松辽盆地南缘前寒武纪碎屑锆石年龄(贾维馨等, 2016)和钻孔资料反映的古元古代岩浆事件(Peietal., 2007)、松嫩地块西缘前寒武纪碎屑锆石(周建波等, 2014)、捕获锆石(Songetal., 2019)及古元古代(张超等, 2018; 程招勋等, 2018)和新太古代岩浆事件(钱程等, 2018; Wuetal., 2018)、松嫩地块东缘前寒武纪碎屑锆石(Mengetal., 2010; Wangetal., 2012, 2014)及新元古代岩浆事件(Luanetal., 2017, 2019)。尽管松辽盆地南缘前寒武纪碎屑锆石和古元古代岩浆事件可能与华北克拉通有关，但松嫩地块东缘和西缘的前寒武纪碎屑锆石和岩浆事件表明松嫩地块可能存在元古代甚至更老的结晶基底。(2)依据松辽盆地钻孔资料和前寒武纪地质体产状特征，李锦轶等(2019)认为松嫩地块不存在前寒武纪基底(长春市以南地区可能存在)。前寒武纪地质体呈残片产出在显生宙花岗岩中，表明松嫩地块曾经存在的古老陆块被古生代以来的岩浆活动彻底破坏(Guoetal., 2017; Sunetal., 2017; 许文良等, 2019; 李锦轶等, 2019)。(3)依据大面积分布的中生代岩浆岩，Wuetal. (2001)认为松嫩地块基底物质为显生宙以来的物质。近年来不同学者在松嫩地块东缘和西缘陆续识别出不同时代和不同规模的前寒武纪地质体(Luanetal., 2017, 2019; Zhangetal., 2017; 张超等, 2018; 程招勋等, 2018; Wuetal., 2018)、前寒武纪碎屑锆石(Mengetal., 2010; Zhouetal., 2012; 权京玉等, 2013; Wangetal., 2012, 2014; Dongetal., 2018)和捕获锆石信息(Songetal., 2019)；综合已有研究成果，松嫩地块应含有～0.9Ga、～1.3Ga、～1.8Ga、～2.5Ga和～2.7Ga的前寒武纪地质体信息，松嫩地块古老地壳物质主要形成于新元古代、中元古代、古元古代和新太古代四个时期；年代学和地球化学特征显示松嫩地块东侧新元古代岩浆活动可能与罗迪尼亚的演化有关(Luanetal., 2017, 2019)，但西侧龙江-乌兰浩特地区新太古代-古元古代岩浆岩和表壳岩的分布规模、成因及构造属性由于缺少系统的年代学岩石地球化学和同位素地球化学分析仍存在较大争议。(4)Liuetal. (2021)综合分析松嫩地块前寒武纪地质体特征，认为松嫩地块不是一个拥有前寒武纪基底的古老地块，而是一个含有前寒武纪碎块的古生代增生地块单元。

已有研究显示，松嫩地块前寒武纪地质体主要分布在松嫩地块东北缘嘉荫附近和西侧龙江-乌兰浩特等地(Mengetal., 2010; Wangetal., 2012, 2014; Luanetal., 2017, 2019; Zhangetal., 2017; 钱程等, 2018; 张超等, 2018; 程招勋等, 2018; Wuetal., 2018)。研究区位于松嫩地块西侧的龙江-乌兰浩特地区(图2a)，其前寒武纪地质体主要由龙江地区新太古代-古元古代岩浆岩和乌兰浩特地区古元古代表壳岩组成，主要岩性为石英二长岩、二长花岗岩、花岗质片麻岩、斜长角闪片岩、透辉角闪岩和黑云母石英片岩(Zhangetal., 2017; 钱程等, 2018; 张超等, 2018; 程招勋等, 2018; Wuetal., 2018)。新太古代-古元古代地质体围岩主要为侏罗纪花岗岩及中生代火山-沉积建造(图2b, c)，由于受到后期地质作用改造、破坏和覆盖，新太古代-古元古代地质体出露不连续，其与周围地质体接触关系有待商榷。

图2 研究区大地构造位置(a)及龙江地区新太古代地质体(b)和乌兰浩特地区古元古代地质体(c)地质简图

2 样品描述及岩相学特征

本文对样品LJ25YQ1、LJ25YQ3和WLTW1进行了岩相学和LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学分析。

样品LJ25YQ1和LJ25YQ3采自龙江地区靠泉屯西侧人工采坑处(47°16′49″N、122°46′47″E)，岩石破碎强烈(图3a-d)。样品LJ25YQ1为石英二长岩，风化面土黄色，中细粒花岗结构，块状构造，局部见碳酸盐化；主要矿物：石英，他形粒状，粒度为0.5～4mm，含量10%；斜长石绢云母化和高岭土化，粒度1～5mm，含量约30%；碱性长石，粒度3～5mm，含量60%。样品LJ25YQ3为二长花岗岩，风化面土黄色，中细粒花岗结构，块状构造；主要矿物：石英，他形粒状，粒度小于0.5mm，含量20%；斜长石聚片双晶发育，绢云母化，粒度0.5～3mm，含量约35%；碱性长石，粒度1～5mm，含量约45%。

图3 龙江地区新太古代石英二长岩(a、b)、新太古代二长花岗岩(c、d)和乌兰浩特地区古元古代变形斜长角闪岩(e、f)野外露头及显微照片

样品WLTW1为斜长角闪岩，采自乌兰浩特白音乌苏东侧(46° 2′00″N、122°23′10″E)，露头处岩石中普遍发育较强烈的片(麻)理(图3e, f)，风化面灰黑色，细粒粒柱状变晶结构，由角闪石、板状斜长石和扁豆状石英构成的片状构造发育；主要组成矿物：角闪石，黄绿-绿色，他形-半自形长柱状，粒度0.1～1mm，较大的角闪石内见细粒粒状石英而表现出筛状变晶结构和包含变晶结构，含量65%左右；斜长石，半自形-他形板状或粒状，粒度小于1mm，聚片双晶发育，含量约20%；石英，不规则粒状或扁豆状，少量石英明显拉长，粒度小于0.2mm，含量15%。

3 分析方法

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb测年

采集5～8kg新鲜样品送至河北省廊坊市科大矿物分选技术股份有限公司进行锆石分选，制靶和CL图像采集由北京中兴美科科技有限公司完成，其具体流程参照张超等(2018)。锆石测年工作在天津地质矿产研究所同位素实验室完成，采用仪器为Thermo Fisher公司的Neptune质谱仪和NEW-WAVE 193nm FX激光器组成的激光剥蚀多接收等离子体质谱仪，激光束斑直径为35μm。其具体流程和相关仪器参照张超等(2019)。普通铅校正采用Andersen (2002)的方法，所测年龄结果计算采用国际标准程序IsoplotR，其所获得的测试数据、加权平均年龄的误差均为1σ，谐和度在95%以上的数据为有效数据。

3.2 锆石Hf同位素测试分析

在天津地质矿产研究所实验室对3件样品的70个点进行了锆石原位Hf同位素测试工作，所用仪器为Neptune型质谱仪和UP193-FXArF准分子激光器，激光器能量密度为10～11J/cm2、剥蚀束斑直径和频率分别为50μm、8～10Hz，测试分析的具体方法、流程、标样及校正等详见耿建珍等(2011)，Hf同位素相关计算方法、公式、参数等参照吴福元等(2007)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb测年结果

样品LJ25YQ1、LJ25YQ3和WLTW1的锆石U-Pb年龄分析结果见表1、图4、图5和图6。

表1 松嫩地块西缘龙江-乌兰浩特地区前寒武纪地质体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年测试分析结果

续表1Continued Table 1测点号含量(×10-6)ThUTh/U同位素比值年龄(Ma)206Pb238U1σ207Pb235U1σ207Pb206Pb1σ206Pb238U1σ207Pb235U1σ207Pb206Pb1σ.1311215230.470.35830.00367.95680.10210.16110.0018197420222629246719.1413028870.680.28390.00326.38230.08890.16300.0018161118203028248719.15739640.090.47030.004810.79800.14130.16650.0018248525250633252319.164853010.620.38870.00388.90060.11630.16610.0019211721232830251819.17460790.170.31360.00346.26730.08450.14490.0016175819201427228719.18573800.140.34400.00366.02760.07890.12710.0014190620198026205820.194441770.400.46780.005210.81340.14940.16770.0019247428250735253419.205771020.180.43450.00439.99240.12790.16680.0019232623243431252619.21129313301.030.24160.00334.96240.08350.14890.0017139519181331233419.228561410.160.39080.00408.87150.11550.16460.0018212722232530250419.23292740.250.46660.005210.80350.14870.16790.0019246928250635253719.243572140.600.43590.004510.00220.13140.16640.0019233224243532252219.25371740.200.41800.00439.71970.12790.16870.0019225123240932254419.26582440.080.46280.005410.81590.15310.16950.0019245229250735255319.276384130.650.50570.005412.51640.16960.17950.0020263828264436264818.28446610.140.49130.005211.79000.15780.17410.0019257627258835259719.29420480.110.46890.005110.72380.14450.16590.0018247927249934251619.30339840.250.47230.005310.74500.14610.16500.0018249428250134250819WLTW1斜长角闪岩.11741280.740.49230.005811.48940.16450.16930.0019258030256437255119.2108470.440.44320.005010.13840.14350.16590.0019236526244735251719.3123650.530.45570.004910.56220.14370.16810.0019242126248534253919.4800.020.33080.00496.84400.30360.15010.0063184227209193234772.573310.420.43420.00469.86070.13380.16470.0019232525242233250519.6153620.410.36400.00396.31290.08590.12580.0014200122202028204020.71741280.740.49230.005811.48940.16450.16930.0019258030256437255119.83332070.620.42750.00499.74120.13350.16530.0018229426241133251019.9579150.030.30050.00334.72250.06460.11400.0013169419177124186420.10147880.590.36260.00396.24900.09030.12500.0015199422201129202921.11127830.650.36150.00376.25570.08350.12550.0014198921201227203620.124510.020.28510.00324.42240.10090.11250.0025161718171739184041.13115560.480.42780.00449.75100.12780.16530.0019229623241232251119.143621390.390.41340.00449.36610.12680.16430.0018223024237532250119.154921630.330.35550.00406.74950.09920.13770.0016196122207931219820.16141660.460.41360.00429.38040.12250.16450.0018223123237631250219.177044890.690.44030.004510.14240.13260.16710.0019235224244832252819.1880813201.630.36300.00417.90550.10810.15790.0018199622222030243419.194104461.090.49190.005211.45470.15890.16890.0019257927256136254719.203341720.510.40330.00449.02160.13470.16220.0020218424234035247921.214720.040.31560.00375.15730.10780.11850.0021176821184639193432.224074111.010.44020.004710.05550.13490.16570.0018235125244033251519.2357250.430.43300.00588.89190.20010.14890.0027231931232752233431.24269940.350.36520.00416.27640.08740.12460.0014200722201528202420

图4 龙江地区新太古代石英二长岩(LJ25YQ3)锆石阴极发光图像(a)和U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄(b、c)

图5 龙江地区新太古代二长花岗岩(LJ25QY3)锆石阴极发光图像(a)和U-Pb年龄协和图及加权平均年龄(b、c)

图6 乌兰浩特地区古元古代变形斜长角闪岩(WLTW1)锆石阴极发光图像(a)和U-Pb年龄协和图及加权平均年龄(b-f)

样品LJ25YQ1锆石呈半自形-自形，粒度为80～150μm，锆石颗粒长宽比为2:1～3:1，透射光下多数锆石呈无色透明，少量锆石具有浅黄褐色；CL图像显示锆石颗粒具有明显的岩浆震荡环带，部分颗粒具有明显的变质边(图4a)。对LJ25YQ1的30颗锆石颗粒进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析(图4b)，锆石U和Th含量分别为71×10-6～6129×10-6和338×10-6～2208×10-6，207Pb/206Pb表面年龄为1814±20Ma～2797±18Ma。在锆石U-Pb年龄协和图上，除9颗锆石分析结果位于协和线上(图4b)，其余点均存在不同程度的Pb丢失，未落在协和线上。所有锆石分析结果形成的不一致线与协和线的上交点年龄为2480±12Ma(图4c)；依据锆石207Pb/206Pb表面年龄，协和线上9颗锆石可以分为两组，一组加权平均年龄为2491±18Ma(点9、12、18和28)(图4c)，一组加权平均年龄为2539±16Ma(点3、13、17、27和30)(图4b)，其中2491±18Ma与上交点年龄在误差范围内相近。三颗锆石具有明显的核幔结构，核部年龄(点18、点22和点24)分别为2482±19Ma、2466±19Ma和2298±19Ma，其边部年龄(2023±21Ma、2281Ma、2041±20Ma)可能代表混合年龄。考虑到不一致线分析点多来自锆石震荡环带结构域，且具有较高的Th/U比值(多>0.4)，综上所述，2480±12Ma可以代表石英二长岩的成岩年龄。

样品LJ25YQ3锆石颗粒呈半自形-自形，粒度大小为50～120μm，锆石颗粒长宽比为1:1～3:1，透射光下多数锆石呈无色透明，少量锆石具有浅黄褐色；CL图像显示多数锆石颗粒具有明显的岩浆震荡环带，部分锆石颗粒具有明显的变质边(图5a)。对LJ25YQ3的30颗锆石颗粒进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析，U和Th含量分别为44×10-6～1330×10-6和123×10-6～1696×10-6。在锆石U-Pb年龄协和图上，11颗锆石分析结果落在协和线上，其余点均存在不同程度的Pb丢失，未落在协和线上(图5b)。所有锆石分析结果形成的不一致线与协和线的上交点年龄为2544±23Ma(图5c)；依据锆石207Pb/206Pb表面年龄，协和线上11颗锆石可以分为两组，一组加权平均年龄为2529±14Ma(点9、15、19、23、26、29和30)(图5c)，一组加权平均年龄为2605±18Ma(点1、3、5和28)(图5b)，其中2529±14Ma与上交点年龄在误差范围内相近；一颗锆石具有核幔结构，核部年龄为2287±19Ma，边部年龄为2058±20Ma，可能为变质年龄。考虑到不一致线分析点多来自具岩浆成因的锆石震荡环带结构域，且具有较高的Th/U比值(多>0.4)，综上所述，2544±23Ma为二长花岗岩的形成年龄。

样品WLTW1锆石呈半自形-自形，粒度大小为80～200μm，锆石颗粒长宽比为1:1～3:1。透射光下多数锆石呈无色透明，少量锆石具有浅黄褐色；CL图像显示多数锆石具有明显的岩浆震荡环带，部分颗粒具有较窄的变质边(图6a)。对WLTW1的60颗锆石颗粒进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测试分析，Th、U含量分别为8×10-6～2739×10-6和1×10-6～1320×10-6，在锆石U-Pb年龄协和图上，14颗锆石分析结果落在协和线上，其余点均存在不同程度的Pb丢失，未落在协和线上(图6b)。所有锆石分析结果形成的不一致线与协和线的上交点年龄有两个，分别为2558±16Ma(图6c)和2042±29Ma(图6e)；依据锆石207Pb/206Pb表面年龄，协和线上锆石可以分为四组，一组加权平均年龄为2554±15Ma(点1、2、19、46、50和52)(图6d)，一组加权平均年龄为2029±16Ma(点7、10、11、24、32和55)(图6f)，此外有两颗锆石年龄分别为2334±31Ma(点23)和2140±21Ma(点39)，其中2029±16Ma和2554±15Ma与上交点年龄在误差范围内相近。综上所述，2029±16Ma应为斜长角闪岩原岩形成年龄，而2558±16Ma为斜长角闪岩原岩的继承锆石年龄。

4.2 锆石Hf同位素

对样品LJ25YQ1、LJ25YQ3和WLTW1的70个点进行了锆石Hf同位素分析，其结果见表2。

表2 松嫩地块西缘龙江-乌兰浩特地区前寒武纪地质体锆石Hf同位素测试分析结果

续表2

4.2.1 样品LJ25YQ1

对样品LJ25YQ1的14颗锆石进行了Hf同位素分析。点3、13、17、27和30位于协和线上，Hf同位素分析采用加权平均年龄2529±16Ma进行计算，5个点的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值分别为0.000577～0.001019和0.281204～0.281340，所计算的εHf(t)为-0.17～4.75，一个测点的εHf(t)<0，其锆石二阶段(tDM2)模式年龄为3038Ma，其余锆石二阶段(tDM2)模式年龄为2739～2995Ma。点9、12、18、28位于协和线上，与Pb丢失导致207Pb/206Pb年龄偏低的点4、7、8、10、11共同采用加权平均年龄2491±18Ma进行Hf同位素分析计算，9个点的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值分别为0.000311～0.001326和0.281165～0.281244，所计算的εHf(t)为-2.27～0.84，其中3个点的εHf(t)>0，其二阶段模式(tDM2)年龄为2940～2986Ma；其余点的εHf(t)<0，其二阶段模式(tDM2)年龄为3012～3129Ma。

4.2.2 样品LJ25YQ3

对样品LJ25YQ3的15个锆石进行了Hf同位素分析。点1、3、5和28位于协和线上，Hf同位素分析采用2605±18Ma进行计算，4个点的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值分别为0.000321～0.000496和0.281127～0.281193，所计算的εHf(t)为-0.28～2.1，εHf(t)=-0.28锆石二阶段(tDM2)模式年龄为3096Ma。其余锆石二阶段(tDM2)模式年龄为2951～3008Ma。点9、15、19、23、26、29、30位于协和线上，与Pb丢失导致207Pb/206Pb年龄偏低的点7、20、22、24共同采用2529±14Ma进行Hf同位素分析计算，11个点的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值分别为0.000334～0.001074和0.281137～0.281277，所计算的εHf(t)为-1.95～2.1，5个点的εHf(t)<0，二阶段(tDM2)模式年龄为3028～3138Ma；其余点的εHf(t)>0，二阶段(tDM2)模式年龄为2893～3019Ma。

4.2.3 样品WLTW1

对样品WLTW1的41颗锆石进行了Hf同位素分析。点7、10、11、24、32、46、50、52和55位于协和线上，对207Pb/206Pb表面年龄小于2040Ma的锆石进行Hf同位素分析时采用2029±16Ma进行计算，22个点的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值分别为0.000037～0.001518和0.281412～0.281646，所计算的εHf(t)为-3.32～5.44。7个点的εHf(t)<0，单阶段(tDM1)和二阶段(tDM2)模式年龄分别为2410～2530Ma和2647～2838Ma。其余点的εHf(t)>0，单阶段(tDM1)和二阶段(tDM2)模式年龄分别为2195～2382Ma和2301～2604Ma。

对大于2040Ma的锆石采用2554±15Ma进行Hf同位素分析计算，19个点的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值分别为0.000479～0.002056和0.281178～0.281425，所计算的εHf(t)为-0.55～6.59，一颗锆石εHf(t)=-0.55，单阶段(tDM1)和二阶段模式年龄分别为2879Ma和3073Ma；其余锆石εHf(t)均大于0，单阶段(tDM1)和二阶段模式年龄分别为2607～2841Ma和2638～3015Ma。

5 讨论

兴蒙造山带是古亚洲洋及众多微陆块长期演化的结果，也是全球显生宙大陆地壳增生最为显著的地区(Wuetal., 2011)。松嫩地块是兴蒙造山带东部最重要的微陆块之一，该微陆块的前寒武纪地质体信息对于重建东北地区区域构造演化历史具有重要的意义。

5.1 松嫩地块西缘前寒武纪岩浆事件

新的研究成果表明(Zhangetal., 2017; 张超等, 2018; 程招勋等, 2018; Wuetal., 2018)，松嫩地块西缘前寒武纪岩浆活动零星分布在显生宙地质体中，本文对龙江地区和乌兰浩特地区前寒武纪岩浆岩(LJ25YQ1、LJ25YQ3、WLTW1)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，并结合已发表数据建立松嫩地块西缘前寒武纪岩浆事件年代学格架。

龙江地区石英二长岩记录了2480±12Ma和2539±16Ma两期岩浆事件，其中2480±12Ma代表了石英二长岩的形成时代，而2539±16Ma与二长花岗样形成时代2544±23Ma以及邻区大泉子屯碎裂岩化花岗岩的年龄(2579±15Ma)一致(钱程等, 2018)。上述研究结果表明松嫩地块西侧龙江地区应存在～2.5～2.6Ga的岩浆事件；此外，石英二长岩～1.8Ga锆石年龄与邻区～1.8Ga花岗岩形成时代一致(Zhangetal., 2017; 张超等, 2018)，表明龙江地区晚太古代岩浆岩可能受到早元古代岩浆活动的影响。程招勋等(2018)对乌兰浩特地区的斜长角闪片岩(采样位置与样品WLTW1距离较近)地球化学分析，认为斜长角闪片岩的原岩为基性火山岩。本文乌兰浩特地区斜长角闪岩上交点年龄包括2029±29Ma和2558±16Ma，后者与龙江地区花岗质岩石形成时代一致，应为斜长角闪岩原岩形成过程中的捕获年龄，因此，2029±16Ma可代表乌兰浩特地区斜长角闪岩的结晶年龄；该年龄与龙江地区花岗质岩石中的变质年龄一致，而2558±16Ma的锆石年龄与文中和龙江地区已报道花岗质岩石年龄一致，应为斜长角闪岩原岩捕获锆石。程招勋等(2018)获取斜长角闪片岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄结果为1864.1±7.3Ma，该年龄与A2型花岗岩年龄一致，但明显与本文斜长角闪岩年龄不同(2029±16Ma)，因此，乌兰浩特东白音乌苏一带至少存在～1.8Ga和～2.0Ga两期岩浆事件。

结合已有研究成果，松嫩地块西缘龙江-乌兰浩特地区前寒武纪岩浆事件可以分为四期：～1.8Ga、～2.0Ga、～2.5Ga和～2.7Ga。

5.2 松嫩地块西缘前寒武纪大陆地壳生长与再造

锆石Hf同位素可以示踪岩浆源区，解释岩石成因及约束地壳演化(吴福元等, 2007)，研究表明，若岩浆岩中的锆石具有正εHf(t)值则暗示岩浆岩主要来源于亏损地幔分异形成的新生地壳(吴福元等, 2007)。近年来，众多学者对兴蒙造山带的花岗质岩浆岩进行了锆石U-Pb定年和Hf同位素分析，其锆石U-Pb定年结果和Hf两阶段模式年龄揭示了不同时代花岗质岩石的形成是不同时代原岩再造的结果(Sunetal., 2017)。依据锆石Hf同位素分析结果，许文良等(2019)认为兴蒙造山带的地壳增生可以分为微陆块形成演化阶段的陆壳增生和古生代造山带形成演化阶段的陆壳增生，前者地壳增生方式以垂向增生为主，主要发生在中-新元古代，新太古代和古元古代次之，后者地壳增生方式以侧向增生为主，主要发生在新元古代和古生代。

龙江地区花岗质岩浆岩和乌兰浩特地区斜长角闪岩中锆石Hf同位素数据可以为松嫩地块形成演化阶段的陆壳增生提供信息(图7)。石英二长岩和二长花岗岩多数岩浆锆石的εHf(t)>0，其二阶段模式年龄为2793～3019Ma，表明松嫩地块西缘在新太古代早期到中太古代期间存在幔源岩浆活动形成的新生地壳；同时εHf(t)<0的锆石二阶段模式年龄为3012～3138Ma，暗示龙江地区新太古代岩浆形成过程中混染了中太古代古老地壳。乌兰浩特斜长角闪岩εHf(t)<0的锆石二阶段模式年龄为2647～3073Ma，εHf(t)>0的锆石二阶段模式年龄为 2301～3015Ma，锆石Hf同位素特征表明乌兰浩特地区存在古元古代-新太古代的陆壳增生事件，且岩浆形成过程中混染了新太古代古老地壳。

图7 松嫩地块西缘龙江-乌兰浩特地区新太古代-古元古代岩浆锆石二阶段Hf模式年龄频谱图(a)和锆石Hf同位素组成(b)

花岗质岩石主要起源于地壳岩石的部分熔融，若Hf模式年龄与其形成年龄相近或略老于岩浆结晶年龄，则表明其地壳源区是新生的(吴福元等, 2007)。松嫩地块西缘龙江-乌兰浩特地区多数岩浆岩锆石的εHf(t)>0，部分锆石的εHf(t)<0，结合Hf二阶段模式年龄，松嫩地块西缘龙江-乌兰浩特地区存在古元古代-中太古代的陆壳增生事件，且最古老的地壳形成时间可以追溯到～3.1Ga。

5.3 龙江-乌兰浩特地区前寒武纪岩浆事件对松嫩地块前寒武纪地质体属性的制约

对松嫩地块基底性质的不同认识导致对其构造归属认识的不一致。一种观点认为松嫩地块与西伯利亚克拉通具有亲缘性(Zhouetal., 2018)，正是罗迪尼亚超大陆的裂解导致了包括图瓦、中蒙古和额尔古纳地块、松嫩地块等在内的多个地块从西伯利亚板块分离，并最终形成沿西伯利亚板块南缘的被动陆缘环境，因此，东北地区微陆块可能具有连续统一的变质基底(Zhouetal., 2012; 周建波等, 2012, 2016)。松嫩地块碎屑锆石中记录的～0.5Ga泛非事件和～0.9Ga罗迪尼亚事件在华北克拉通中未见报道，松嫩地块东缘～0.9Ga的岩浆事件在华北板块中也未见有报道。考虑泛非和罗迪尼亚构造-岩浆事件为罗迪尼亚超大陆聚散与离合的标志性事件，松嫩地块可能与华北克拉通未有亲缘性，而是罗迪尼亚超大陆的组成部分。另一种观点认为松嫩地块与华北克拉通具有亲缘性，其证据主要为松嫩地块沉积岩中记录的～1.8Ga和～2.5Ga前寒武纪沉积物质与华北克拉通同时期的岩浆作用具有相似性，而新发现的～1.8Ga和～2.5Ga岩浆活动也被认为是松嫩地块与华北克拉通具有亲缘性的证据(Zhangetal., 2017; 张超等, 2018; 钱程等, 2018; 程招勋等, 2018)。此外，李锦轶等(2019)认为古生代时期东北地区“古老地块”不是地块而是造山带，而分布在东北地区的古老地质体可能属于古洋盆中的古陆碎块(图8)。

图8 松嫩地块前寒武纪地质体分布范围

研究表明，华北克拉通西部陆块在新太古代中期(～2.7Ga)、新太古代末期-古元古代早期(～2.58Ga至～2.45Ga)以及古元古代中晚期(～2.04Ga)和末期(～1.95Ga至～1.85Ga)发生了多期岩浆活动，同时在新太古代末-古元古代初期(～2.6Ga至～2.45Ga)以及古元古代晚期～1.95Ga和～1.85Ga发生多期变质作用(张成立等, 2018)。松嫩地块西缘古元古代和新太古代岩浆活动期次主要集中于～1.8Ga、～2.0Ga、～2.5Ga和～2.7Ga，与华北克拉通岩浆活动时间具有相似性。龙江地区花岗质岩石中存在～2.0Ga的变质年龄，该变质年龄与斜长角闪岩原岩年龄一致，两者与华北克拉通中部造山带内古元古代中期(2.2～2.0Ga)的岩浆活动时间也一致(Faureetal., 2007)。锆石U-Pb年代学特征和锆石Hf同位素特征表明，松嫩地块与华北克拉通一样可能经历了相似的全球古老大陆地壳前寒武纪构造演化事件。然而该地块是与华北克拉通具有亲缘性还是与西伯利亚克拉通具有亲缘性？亦或是古陆碎块？这些问题仍然存在争议，需要对松嫩地块西缘出露的古元古代和太古代地质体做更为详细的研究。