中國東北地區(qū)蛇綠巖*

劉永江 馮志強 蔣立偉 金巍 李偉民 關慶彬 溫泉波 梁琛岳

1. 中國海洋大學海底科學與探測技術教育部重點實驗室，海洋高等研究院，海洋地球科學學院，青島 2661002. 青島海洋科學與技術國家實驗室海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室，青島 2662373. 太原理工大學地球科學與工程系，太原 0300244. 吉林大學地球科學學院，長春 1300611.

我國東北地區(qū)，大地構造位置上處于中亞造山帶的東段(傳統(tǒng)上稱之為“興蒙造山帶”)，北依西伯利亞板塊，南鄰華北板塊，東為太平洋板塊，由不同時代、不同性質的地塊及縫合帶相互拼合組成，以微地塊群與俯沖-增生雜巖帶的交織分布為顯著特征(黃汲清和姜春發(fā)，1962；李春昱和王荃，1983；Tang，1990；任紀舜等，1999；Wuetal.，2011；Liuetal.，2017)。自西向東依次被劃分為：額爾古納地塊、興安地塊、松嫩地塊(松遼地塊)、佳木斯地塊；各地塊之間分別以新林-喜桂圖縫合帶、黑河-賀根山縫合帶和牡丹江縫合帶為界(張興洲等，2008；劉永江等，2010；圖1)。該區(qū)構造演化歷史復雜，不僅具有古亞洲洋構造域的特點，又經(jīng)歷了蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋構造域的疊加與改造，進而形成了“三大構造體系，兩次疊合改造”的構造格局，故成為地學界研究大陸增生改造、微地塊群碰撞拼貼及洋-陸轉換的熱點區(qū)域(Li，2006；Liuetal.，2017；Xiaoetal.，2018；Zhaoetal.，2018)。

從槽臺學說到板塊構造理論，前人對該區(qū)已有多年的研究歷史且已取得重要的成果和進展：1)通過對基底變質雜巖的研究，限定東北地區(qū)具有前寒武紀基底的微地塊包括額爾古納地塊和佳木斯地塊(Wuetal.，2011)；2)通過對大量巖漿事件的解剖，證明顯生宙時期東北地區(qū)以顯著的垂向增生為主(Wuetal.，2011；Geetal.，2015)；3)通過對古生物古地理的分析，表明東北曾經(jīng)存在過統(tǒng)一的“佳蒙古陸”，并且于晚古生代末-早中生代初沿西拉木倫-長春縫合帶與華北克拉通完成拼合(王成文等，2009)；4)通過對區(qū)域沉積建造的研究，提出中-晚泥盆世古亞洲洋沿艾力格廟-錫林浩特-黑河縫合帶最終閉合消失(徐備等，2014，2018；Xuetal.，2015)；5)通過對區(qū)域古地磁的研究，東北地塊群前古生代處在南緯低緯度地區(qū)，中生代諸地塊共同快速北移至現(xiàn)今位置(陳養(yǎng)炎等，1992；楊惠心等，1998)。最近張東海等(2018)對黑龍江多寶山地區(qū)下泥盆統(tǒng)泥鰍河組砂巖剖面進行了古地磁研究，北部烏里雅斯太陸緣與興安地塊已無緯度差異(28°～30°N)，而松嫩-錫林浩特地塊位于赤道低緯度，兩者之間的界限為賀根山-黑河縫合帶，其代表古亞洲洋的主洋盆。

相對于上述大量的巖漿活動、沉積作用、古生物古地理等方面的深入研究(王成文等，2009；李錦軼，2009；劉永江等，2010；Wuetal.，2011；張興洲等，2012；許文良等，2013；Xuetal.，2015; 徐備等，2018；Liuetal.，2017；Zhouetal.，2018；Guanetal., 2019)，東北地區(qū)蛇綠(混雜巖)或者蛇綠巖殘片的研究仍相對薄弱。

鑒于此，我們在充分收集和整理東北地區(qū)有關蛇綠巖資料的基礎上，初步總結了東北地區(qū)蛇綠巖的時空分布、巖石組合、形成時代及其構造環(huán)境，分析了東北地區(qū)與蛇綠巖相關的區(qū)域構造演化歷史。

1 東北微地塊的重新厘定

1.1 額爾古納地塊

額爾古納地塊位于大興安嶺最西北端(圖1)，北鄰俄羅斯境內的崗仁地塊，南接蒙古國的艾倫達瓦地塊(Ereendavaa地塊)，過去一直認為額爾古納地塊的東界為得(德)爾布干斷裂帶，但是，近年來的研究表明得爾布干斷裂只是一個明顯的地球物理重力梯度帶，構造上表現(xiàn)為NE向的大型伸展剪切帶(孫曉猛等，2011；鄭涵等，2015；劉勃然等，2016；Liuetal.，2017)，而且沿構造帶缺少與俯沖碰撞相關的巖石學記錄，不具有縫合帶的性質。通過巖石地球化學和鋯石Hf同位素組成的系統(tǒng)對比研究，我們認為額爾古納地塊的東部邊界應該是新林-喜桂圖縫合帶(圖1)(劉永江等，2010；張麗等，2013；Fengetal.，2016；Liuetal.，2017)。

目前，額爾古納地塊存在前寒武紀的古老結晶基底已是不爭事實，其發(fā)育前寒武紀地質體，包括部分興華渡口群(～850Ma；Geetal.，2015)、佳疙疸組(790～738Ma；Zhaoetal.，2016)和額爾古納河組(738～712Ma；Zhangetal.，2014)，結合前人已報道的新元古代地質體(847～738Ma；Wuetal.，2011；張麗等，2013；Tangetal.，2013；趙碩等，2016)，充分說明在新元古代時期額爾古納地塊上巖漿作用和沉積作用均較為發(fā)育，暗示額爾古納地塊上可能存在更古老的基底，并且已被新元古代巖體的最大年齡(915±3Ma；楊華本等，2017)和分布于額爾古納地塊東部十七站附近～1840Ma變質巖系(孫立新等，2013)所證實。此外，最新的巖芯資料顯示，在內蒙古自治區(qū)根河市得爾布干鎮(zhèn)西南比列亞鉛鋅多金屬礦區(qū)的鉆孔226m深處獲得了形成年齡為～2555Ma的片麻狀二長花崗巖(邵軍等，2015)，暗示額爾古納地塊應該是具有新太古代結晶基底的古老微陸塊。

圖1 東北地區(qū)區(qū)域構造劃分圖及前寒武紀地質體分布圖(據(jù)Liu et al.，2017；許文良等，2019) XXS-新林-喜桂圖縫合帶；HHS-賀根山-黑河縫合帶；MYS-牡丹江-依蘭縫合帶；SXCYS-索倫-西拉木倫河-長春-延吉縫合帶. 1-德(得)爾布干斷裂；2-嫩江-八里罕斷裂；3-中央斷裂；4-佳木斯-伊通斷裂；5-敦化-密山斷裂；6-躍進山斷裂；7-赤峰-開原斷裂Fig.1 Tectonic division of the NE China, showing the major blocks, sutures, faults and Precambrian basement distribution in the different blocks (after Liu et al.，2017；Xu et al.，2019)

1.2 松嫩-錫林浩特地塊

松嫩地塊位于東北地區(qū)中部，東西夾持于興安增生地體與佳木斯地塊之間(圖1)。該地塊最顯著的特點是顯生宙花崗巖和火山巖極為發(fā)育，其絕大多數(shù)為中生代巖漿作用的產物(Wuetal.，2011)。傳統(tǒng)觀點認為松嫩地塊基底由前寒武紀變質巖系組成，如張廣才嶺群、東風山群、一面坡群、風水溝群等，但近期研究結果顯示部分古老基底巖系并非形成于前寒武紀，而多是古生代-中生代構造混雜巖(Wangetal.，2012)。Wuetal.(2011)認為松嫩地塊中的所謂前寒武紀殘留巖片可能是來自華北克拉通北緣的構造碎片，并不能反映其存在前寒武紀的結晶基底，這也得到了該地塊上巖石Sr-Nd同位素的支持。與之相反，大部分學者認為該微地塊存在前寒武紀結晶基底。首先，大量鉆孔資料表明，在松遼盆地南緣識別出3個花崗質片麻巖樣品，其原巖年齡被論證為～1800Ma(裴福萍等，2006；金鑫等，2011)；其次，高福紅等(2016)對伊春地區(qū)出露的“晚古生代”紅山組和黑龍宮組碎屑巖進行了碎屑鋯石年代學研究，確定了它們的沉積時代應為新元古代(分別為747～561Ma和805～561Ma)；再者，最新研究證實松嫩地塊西緣龍江和烏蘭浩特地區(qū)存在新太古代-古元古代巖漿記錄(2579±15Ma、1879±4Ma、1864±7Ma；程招勛等，2018；錢程等，2018)。Hanetal.(2017)報道了龍江南部蘇尼特左旗中元古代的A型花崗巖(1397～1360Ma)。張超等(2018)又在龍江附近地區(qū)識別出馬山二長花崗巖(1808±14Ma，εHf(t)=-9.2～-2.8)，結合該地塊已經(jīng)發(fā)現(xiàn)的新元古代-中元古代的巖漿事件(927～895Ma；Luanetal.，2019)，進一步認為松嫩地塊與華北克拉通具有一定的親緣性。盡管尚存爭議，但現(xiàn)有的數(shù)據(jù)指示松嫩地塊具有前寒武紀結晶基底。

目前，錫林浩特地塊與東北地塊群各地塊的親緣性備受爭議，爭議的焦點是與興安地塊相連還是與松嫩地塊相連。部分學者發(fā)現(xiàn)，錫林浩特雜巖中斜長角閃巖及角閃石巖Sm-Nd同位素年齡為1045±41Ma(徐備等，1996)，斜長角閃巖Sm-Nd等時線年齡為1284Ma(郝旭和徐備，1997)，變輝長巖SHRIMP年齡為739Ma(周文孝和葛夢春，2013)以及堿性玄武巖中捕獲鋯石的年齡為～2500Ma(Panetal.，2015)，這些與中亞造山帶地區(qū)存在的古老地塊的性質相一致。然而，施光海等(2003)和王善輝等(2012)獲得錫林浩特雜巖中的斜長花崗巖和碎屑鋯石年齡為316～437Ma，進而認為錫林浩特地塊并不具有古老地塊的性質。最近，Hanetal.(2017)對錫林浩特雜巖進行了精確定年，獲得了1371±9Ma、1369±11Ma、1391±9Ma、1360±12Ma等幾組年齡，暗示其具有前寒武紀古老基底。另外，通過對錫林浩特地塊之上的晚古生代沉積蓋層碎屑鋯石源區(qū)系統(tǒng)研究，以及結合松嫩地塊最新發(fā)現(xiàn)的新元古代-中元古代的巖漿事件(錢程等，2018；張超等，2018； Luanetal.，2019)，指示錫林浩特地塊與松嫩地塊具有較強的親緣性，稱其為松嫩-錫林浩特地塊。

1.3 佳木斯地塊

佳木斯地塊是中亞造山帶東段的一個重要構造單元(圖1)，其變質基底以麻山群為代表。麻山群由表殼巖與新元古代深成侵入體組成，該表殼巖為一套變質沉積巖系，被認定為一套典型的孔茲巖系(姜繼圣等，1997)。呂長祿等(2014)對穆棱地區(qū)麻山群中的角閃黑云花崗質片麻巖進行鋯石U-Pb測年得到892±3Ma的巖漿結晶年齡。Yangetal.(2017)獲得深成侵入體的原巖結晶年齡為898～891Ma，并結合副片麻巖的碎屑鋯石年齡譜，限定了麻山群表殼巖的原巖沉積時限為1050～898Ma，另外在密山地區(qū)識別出～563Ma麻粒巖相變質作用和518～496Ma退變質作用，進一步認為這兩期變質事件代表了泛非期造山及晚泛非期造山帶垮塌的過程。Wildeetal.(2000)對三道溝和西麻山的麻山群中片麻巖和石榴子石花崗巖樣品進行SHRIMP鋯石U-Pb測年，分別獲得了496±8Ma與507±12Ma的變質峰期年齡數(shù)據(jù)，同時在柳毛地區(qū)也獲得了類似結果。溫泉波等(2008)對麻山群中的花崗質片麻巖用獨居石CHIME Th-U-Pb化學法進行測年得到3組早古生代的變質年齡：481±23Ma、494±23Ma和507±52Ma。最近，部分學者在松嫩地塊東緣的張廣才嶺南段也發(fā)現(xiàn)了1859±11Ma的地質體(許文良等，2019)。以上研究數(shù)據(jù)表明，佳木斯地塊至少具有中元古代古老結晶基底，并且已被絕大多數(shù)學者認可。

表1興安增生地體所謂“前寒武紀變質巖系”年代學表

Table 1 Isotopic geochronological data of the “So-called Precambrian metamorphic series” within the Xing’an accretionary Terrane

前寒武紀變質巖系名稱形成時代(Ma)文獻佳疙瘩組130～301、<362丁雪,2010興華渡口群506苗來成等,2007新開嶺群-科洛雜巖164～356、<485苗來成等,2003風水溝河群183～185、<255Xu et al.,2012落馬湖群<420孫巍等,2017倭勒根群431、<480孫巍等,2014扎蘭屯群506、<391～458苗來成等,2007;楊現(xiàn)力,2007額爾古納河組<410Sun et al.,2014

1.4 興安增生地體

興安地塊的基底屬性一直存在爭議，目前主要有兩種看法：一種觀點認為興安地塊具有大面積前寒武紀古老基底，興安地塊與額爾古納、松嫩-錫林浩特及佳木斯地塊共同經(jīng)歷了～500Ma泛非運動(周建波等，2010；Zhouetal.，2011)；另一種觀點認為興安地塊并不具有前寒武紀基底屬性，實際為陸緣增生帶，也稱為興安島弧(蘇養(yǎng)正，1996；李仰春等，2013)、南蒙古-大興安嶺造山帶(Li，2006)或興安增生體(Wuetal.，2011)，由一系列增生雜巖、島弧等組成(Li，2006；Wuetal.，2011；Cuietal.，2015；孫巍等，2017；Fengetal.，2018a，b)。近年來，隨著研究的不斷深入，發(fā)現(xiàn)興安地塊上原定為前寒武紀的新開嶺群、落馬湖群、額爾古納河組、倭勒根群和風水溝河群，其實際形成時代為晚古生代-早中生代(表1；Xuetal.，2012；Sunetal.，2014)。

孫巍等(2017)基于興安地塊下古生界碎屑鋯石年代學的研究，認為興安地塊為早古生代期間的活動大陸邊緣。經(jīng)大量統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)(圖2)，古生代巖漿事件的鋯石εHf(t)值具有較高正值(0～+18)(圖2a)，反映其熔融源區(qū)主要為新增生年輕地殼，而額爾古納地塊以負值為主要特征(Fengetal.，2018c；圖2b)；另外，興安地塊至今未發(fā)現(xiàn)前寒武紀巖漿記錄(圖2c)，最老以早古生代火成巖為代表，其鋯石Hf兩階段模式年齡主要集中于新元古代(圖2d)，說明興安地塊基底可能為新元古代新增生的地殼。近期，部分學者又在興安地塊兩側及內部識別出新元古代-晚古生代蛇綠混雜巖、島弧巖漿帶和早古生代俯沖增生雜巖帶(Fengetal.，2018a, c)。

據(jù)以上分析，我們認為興安地塊是額爾古納地塊向西南增生的陸緣活動帶(造山帶)，主要由新元古代-寒武紀新林-牙克石陸緣增生帶、早古生代嫩江-大石寨俯沖型巖漿帶(502～420Ma)、晚古生代牙克石-扎蘭屯俯沖型巖漿帶(390～330Ma)和弧后盆地(420～330Ma)以及二疊紀小興安嶺西北部-錫林浩特造山后堿性巖漿帶(292～260Ma)構成，俯沖增生時間可能從新元古代持續(xù)到早石炭世晚期。其中新元古代-寒武紀新林-牙克石陸緣活動帶主要由倭勒根巖群、興隆群和零點群組成，主要為一套活動陸緣碎屑巖-鈣堿性弧火山巖沉積，新近獲得的倭勒根群的原巖年齡分布范圍為685～503Ma(Lietal.，2018；蔣立偉等，2018)，其中石英片巖時代為615±2Ma，凝灰?guī)r時代為503±3Ma，安山巖時代為536±4Ma，興隆群高力溝組的絹云母片巖時代為581±2Ma(未發(fā)表)。

圖2 額爾古納地塊(a)與興安增生地體(b、c)的鋯石εHf (t)值對比及興安增生地體早古生代火成巖鋯石Hf同位素二階段模式年齡(d)(據(jù)Liu et al.，2017；Feng et al.，2018c)Fig.2 Compilation diagrams of εHf(t) for the Erguna Massif (a) and Xing’an accretionary Terrane (b), diagram of εHf(t) versus U-Pb ages of the Paleozoic igneous rocks from the Great Xing’an Range (c) and probability plot of zircon tDM2(Hf) ages from igneous rock within the Xing’an accretionary Terrane (modified after Liu et al.，2017；Feng et al.，2018c)

2 東北蛇綠巖的分布及主要特征

蛇綠巖或蛇綠混雜巖是造山帶中最基本的構造單元，是俯沖帶最重要的組成部分，不僅是古板塊邊界的重要標志，也是認識地幔組成和殼-幔演化的重要媒介，對研究洋-陸格局重建以及造山帶演化過程具有重要意義，一直是地學界最為核心的研究領域(簡平等，2003；張旗等，2003；史仁燈，2005；Dilek and Furnes，2011；Furnes and Dilek，2017)。東北地區(qū)蛇綠巖雖分布廣泛，但多以蛇綠混雜巖或蛇綠巖殘片形式出現(xiàn)，較典型蛇綠巖剖面一般層序不完整，席狀巖墻群不發(fā)育，主要沿縫合帶或兩側展布。從形成時代上看，東北地區(qū)主要發(fā)育有新元古代-中生代的蛇綠巖，根據(jù)其空間分布大致劃分為以下幾個主要的蛇綠巖帶(圖3)。

圖3 東北地區(qū)蛇綠巖殘片分布簡圖(據(jù)Wang and Liu，1986；Zhang et al., 2008；Feng et al.，2019) 圖例詳見圖1Fig.3 Ophiolite slices distribution in the NE China (after Wang and Liu, 1986；Zhang et al.，2008; Feng et al.，2019)

2.1 新林-喜桂圖蛇綠混雜巖帶

新林-喜桂圖蛇綠混雜巖帶位于額爾古納地塊東緣與松嫩-錫林浩特地塊之間，主要由古生代地質體和洋殼殘片組成。北段蛇綠巖主要出露于興隆、大烏蘇、新林、小庫達音河等地(圖4)。

圖4 大興安嶺北段蛇綠巖殘片分布簡圖(據(jù)Feng et al.，2019)Fig.4 Distribution of the ophiolite slices in the northern segment of Great Xing’an Range (after Feng et al.，2019)

興隆鎂鐵質-超鎂鐵質巖主要位于呼瑪興隆西北部，其中輝長巖具有E-MORB型地球化學特征，形成時代為443～432Ma，可能形成于弧后盆地(Fengetal.，2018b)。大烏蘇蛇綠混雜巖為“倭勒根群”的解體單元，蛇綠巖殘片由片理化角斑巖、細碧巖、變質玄武巖、硅質巖組成，其中細碧巖的鋯石U-Pb年齡為477±3Ma，構造環(huán)境與興隆鎂鐵質-超鎂鐵質巖類似(劉玉等，2016)。新林蛇綠巖雖然出露面積僅有3km2，卻為眾多學者認可的東北地區(qū)典型蛇綠巖之一，主要包括斜方輝石橄欖巖→二輝橄欖巖→變玄武巖→輝長巖→斜長花崗巖。早期學者根據(jù)接觸關系認為其形成于新元古代，但受到質疑。最近，部分學者根據(jù)大烏蘇蛇綠巖的形成時代和侵入新林蛇綠巖的斜長花崗巖的年齡(324±1Ma；Fengetal.，2019)，推斷新林蛇綠巖可能形成于早奧陶世，詳細的地球化學研究表明，其為弧后盆地擴張過程中的早期產物，就位時代可能為早石炭世(李瑞山，1991)。

中段蛇綠巖主要為阿里河蛇綠混雜巖帶，主要發(fā)育于環(huán)二庫、吉峰和嘎仙地區(qū)，包括純欖巖、橄長巖、斜輝橄欖巖、輝長巖和玄武巖等，具有類似洋內島弧型蛇綠巖的地球化學特征，大量鋯石U-Pb年齡顯示其形成于697～628Ma，是目前東北地區(qū)時代最古老的蛇綠混雜巖(Fengetal.，2016，2018a)，完全可以和蒙古國新元古代蛇綠巖帶對比(Jianetal.，2014)。

南段蛇綠巖包括頭道橋藍片巖、烏爾旗汗、烏奴耳、伊爾施和邁罕特烏拉蛇綠巖，頭道橋藍片巖是該蛇綠混雜巖帶伴生的唯一高壓變質巖，其原巖為OIB型的玄武巖，形成于晚寒武世(511±5Ma)，證實新林-喜桂圖洋盆中洋島的存在。近年來，隨著大興安嶺地質工作的深入研究，在頭道橋南側識別出烏爾其汗-烏奴耳多處蛇綠混雜巖，巖石組合為變玄武巖→變輝長巖→變輝綠巖→變輝綠玢巖→放射蟲硅質巖，多以斷塊形式分布于奧陶系、泥盆系地層之間。關于該區(qū)蛇綠巖的形成時代分歧較大，董金龍等(2018)認為其形成于新元古代，但并未給出詳細年代學證據(jù)。Zhangetal.(2017)限定其中E-MORB型輝長巖的鋯石U-Pb年代學年齡為344～328Ma。Fengetal.(2018b)確定烏奴耳東南雅魯MORB型輝長巖的形成時代為430±8Ma。另外，部分地質工作者在新林-喜桂圖蛇綠混雜巖帶最南段識別出了伊爾施和邁罕特烏拉蛇綠巖(邵學峰，2016)，由蛇紋石化輝橄巖、輝長巖、枕狀玄武巖、球顆玄武巖、輝綠巖和紅色硅質巖組成，邵學峰(2016)認為邁罕特烏拉蛇綠巖為典型的SSZ型蛇綠巖，但未做具體年代學工作。

目前來看，新林-喜桂圖蛇綠混雜巖帶中的蛇綠巖已發(fā)現(xiàn)了從新元古代-早石炭世的年齡信息，并厘定、識別出不同性質的蛇綠巖殘片，暗示了其所代表的古大洋具有長期且復雜的演化歷史，值得深入研究。

2.2 多寶山-阿爾山蛇綠混雜巖帶

近期，在黑河-嫩江構造帶與新林-喜桂圖蛇綠混雜巖帶之間識別出一條早古生代蛇綠混雜巖帶，大致沿多寶山-臥都河-阿爾山一線展布(圖4)，可能為洋島型的蛇綠巖殘塊，其中多寶山地區(qū)主要由洋島的玄武安山巖、玄武巖、超基性巖和大理巖組成。Zhaoetal.(2019)在多寶山斑巖型銅礦區(qū)識別出一套具有弧前特征的高鎂玄武巖-安山巖組合，其形成時代為506～484Ma。臥都河地區(qū)的巖石組合為洋內安山巖、大理巖、玄武巖、安山巖和板巖組成(黑龍江省地質礦產局，1988)。阿爾山南主要發(fā)育堆晶角閃石巖、玄武巖、碎屑巖化橄欖玄武巖、陽起石化的玄武巖、角閃輝長巖和輝綠巖，其中輝長巖的鋯石U-Pb年齡為464±2Ma，εHf(t)值為5.57～7.71，地球化學與玄武巖相似，兼有E-MORB和OIB特征(未發(fā)表)。

2.3 二連浩特-賀根山蛇綠混雜巖帶

二連浩特-賀根山蛇綠混雜巖帶位于內蒙古錫林郭勒盟北部，主要由賀根山、朝根山、小壩梁、崇根山、烏斯尼黑等北北東向展布且互不連續(xù)的巖塊組成(圖5)。盡管目前在嫩江-大石寨地區(qū)未見典型蛇綠混雜巖出露，但多寶山島弧的存在及兩側古生代地層對比暗示二連浩特-賀根山蛇綠混雜巖帶可能向北進入大興安嶺北段，延伸至嫩江-黑河一帶(Liuetal.，2017)。

圖5 內蒙古中部地區(qū)蛇綠巖殘片分布圖(據(jù)Wang and Liu，1986；Song et al.，2015)Fig.5 Distribution of the ophiolite relics in the middle segment of Inner Mongolia (after Wang and Liu, 1986; Song et al., 2015)

二連浩特-賀根山蛇綠巖的巖石組合由二輝橄欖巖、方輝橄欖巖、純橄欖巖、橄長巖、輝長巖、玄武巖、輝綠巖、斜長花崗巖和放射蟲硅質巖組成。早期硅質巖中放射蟲時代一般認為是晚泥盆世(劉家義，1983；曹從周等，1986)，但通過各種同位素方法獲得的年齡則分歧較大，蛇綠巖套的Sm-Nd等時線年齡為403±27Ma(包志偉等，1994)。Miaoetal.(2008)獲得賀根山西南塊狀玄武巖Ar-Ar基質等時限年齡為292±1Ma，朝根山輝長巖的鋯石U-Pb年齡為295±15Ma和298±9Ma。Jianetal.(2012)在賀根山地區(qū)限定輝長巖墻和斜長花崗巖脈的年齡分別為354±7Ma和333±4Ma。Zhangetal.(2015)在二連浩特地區(qū)獲得較好的鋯石U-Pb年齡，輝長巖和斜長花崗巖年齡分別為354±5Ma和345±6Ma。黃波等(2016)在崇根山鎂鐵質堆晶雜巖中獲得輝長閃長巖年齡341±1Ma，與變質橄欖巖斷層接觸的玄武巖年齡為359±5Ma。結合與烏斯尼黑蛇綠巖不整合接觸的格根敖包組的形成時代(鮑慶中等，2011)，以及與小壩梁蛇綠巖不整合接觸的哲斯組的形成時代(285～272Ma；Zhouetal.，2015)，我們更加傾向于賀根山-黑河蛇綠巖帶的形成時代不晚于早石炭世，構造侵位時代是在早石炭世末。

多數(shù)學者研究認為二連浩特-賀根山蛇綠巖形成于洋中脊環(huán)境(MORB型)(曹從周等，1986；包志偉等，1994；Songetal.，2015)，或具有俯沖帶特征(SSZ型)，如島弧邊緣盆地體系、弧后拉張洋盆等(Robinsonetal.，1995，1999；Miaoetal.，2008；王樹慶等，2008；Zhangetal.，2015)，少數(shù)學者認為“賀根山蛇綠巖”是早石炭世軟流圈上涌、地殼垂向增生形成的鎂鐵質-超鎂鐵質巖體(Jianetal.，2012；Xuetal.，2015)?？傮w來看，二連浩特-賀根山蛇綠巖的形成時代不晚于早石炭世，所代表的前生洋盆應該具有一定規(guī)模。

2.4 達青牧場-迪彥廟蛇綠混雜巖帶

達青牧場-迪彥廟蛇綠混雜巖帶位于松嫩-錫林浩特微陸塊北緣寶力道島弧增生混雜巖帶內(Xiaoetal.，2003)(圖5)。由迪彥廟、達青牧場、西烏旗等蛇綠巖組成，其中迪彥廟蛇綠巖包括北部的白音布拉格蛇綠巖和南部孬來可吐蛇綠巖。白音布拉格蛇綠巖沿白音布拉格-陶勒斯陶勒蓋-溫多爾圖地區(qū)呈近東西向斷續(xù)展布，延伸約30km。孬來可吐蛇綠巖位于迪彥廟-孬來可吐地區(qū)，以北北東向延伸長度約28km，寬度約3km(李英杰等，2012)。迪彥廟-達青牧場蛇綠巖巖石組合完整，層序自下而上包括變質橄欖巖、堆晶雜巖和火山熔巖單元，其上覆巖系出露層狀硅質巖和硅質泥巖(李英杰等，2012，2013)，其中火山熔巖出露規(guī)模最為廣泛，下部為塊狀玄武巖、細碧巖，上部為枕狀玄武巖，局部發(fā)育球顆玄武巖、角礫狀玄武巖，以及角斑巖、石英角斑巖等酸性海底熔巖，與壽山溝組地層呈斷層接觸關系。李英杰等(2013)限定南部孬來可吐蛇綠巖中玄武巖形成時代為333±9Ma。Songetal.(2015)確定迪彥廟蛇綠巖中輝長巖和枕狀玄武巖的鋯石U-Pb年齡分別為346±2Ma和304±4Ma。地球化學特征與馬里亞納前弧玄武巖(FAB)相一致(李英杰等，2013；Lietal.，2018)。

達青牧場蛇綠巖位于迪彥廟蛇綠巖西南側50km處，主要發(fā)育于達青牧場東部的準木布臺-烏拉塔卓爾一帶(圖5)，北東向延伸約20km(董金元，2014)。巖石組合包括蛇紋石化輝石橄欖巖、枕狀安山巖/玄武巖、輝長巖、輝綠巖和斜長花崗巖，其中塊狀閃石化輝長巖的鋯石年齡為321±2Ma(董金元，2014)，玄武巖的形成時代為318±3Ma(Liuetal.，2013)，席狀巖墻時代為299±3Ma(Songetal.，2015)。關于達青牧場蛇綠巖的構造環(huán)境，大部分學者認為其形成環(huán)境為俯沖上盤(SSZ型)的島弧環(huán)境，說明早石炭世時期存在洋內俯沖。

總體上看，達青牧場-迪彥廟蛇綠混雜巖帶的形成時代與二連浩特-賀根山蛇綠巖帶大體一致或略早，其成因很可能與賀根山蛇綠巖代表的洋殼早期向南俯沖到松嫩-錫林浩特微陸塊北緣有關。

2.5 嘉蔭-牡丹江蛇綠混雜巖帶

嘉蔭-牡丹江蛇綠混雜巖帶主要沿牡丹江斷裂東側近南北向帶狀分布于蘿北、依蘭、牡丹江、道河和虎林地區(qū)(圖6)，其中以蘿北和依蘭較為完整。蘿北蛇綠巖殘片主要出露于黑龍江省嘉蔭縣東南部馬連站-吉慶一帶，向南西至大金頂子一帶，分布于黑龍江雜巖帶中，從嘉蔭太平溝地區(qū)蛇綠巖剖面來看(圖7)，巖石組合主要由斜輝輝橄巖、橄欖巖、變輝長巖、變質基性巖(原巖為拉斑玄武巖)和蛇紋石化大理巖組成。任子慧(2017)獲得蘿北太平溝地區(qū)斜長角閃巖和變質輝長巖的鋯石U-Pb年齡分別為267±2Ma和264±2Ma。李旭平等(2010)對蘿北地區(qū)金滿屯太平溝含云母綠簾角閃巖和頭道溝的混合花崗巖的鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb定年研究，獲得加權平均年齡分別為256±1Ma和227±1Ma。

圖6 東北地區(qū)東部蛇綠巖殘片分布簡圖(據(jù)吳福元等，2001；Dong et al.，2018a；周建波等，2018修改)Fig.6 Distribution of the ophiolite relics in the eastern part of NE China (after Wu et al., 2001; Dong et al., 2018a; Zhou et al., 2018)

圖7 嘉蔭太平溝俯沖增生雜巖剖面(據(jù)劉桂香等，2012) 1-滑石蛇紋巖；2-方解石蛇紋巖；3-蛇紋巖；4-蛇紋石化橄欖輝石巖；5-白云鈉長片巖；6-白云鈉長石英片巖；7-石英片巖；8-砣紋石化大理巖；9-逆沖斷層；10-蝕變分帶界線Fig.7 Subduction accretionary complex profile of Taipinggou in Jiayin(after Liu et al.，2012)

依蘭蛇綠巖主要產于綠片巖中，主要由輝橄巖-橄欖巖、蛇紋石片巖、滑石片巖、變玄武巖、變輝長巖和硅質巖組成。1:25萬佳木斯市幅區(qū)調(黑龍江省地質調查研究總院，2014[注]黑龍江省地質調查研究總院.2014. 1:25萬佳木斯市幅區(qū)域地質調查報告)在依蘭附近蛇紋巖中獲得2組鋯石U-Pb諧和年齡256±1Ma和199±3Ma，輝長巖鋯石U-Pb諧和年齡為261±1Ma。呂長祿等(2016)在依蘭縣城東平安村變堆晶輝長巖和變枕狀玄武巖中分別獲得鋯石U-Pb年齡251±1Ma和252±1Ma，認為其代表古洋殼殘片。周建波等(2009)限定依蘭含藍閃石鈉長云母片巖中的沉積年齡上限為256Ma。朱瑩等(2017)確定依蘭珠山變輝長巖的形成時代為256±3Ma，其形成可能與古太平洋板塊的俯沖作用有關。Dongetal.(2018a)獲得依蘭珠山林場輝長巖的256±2Ma和樺南太平林場輝長巖為259±3Ma。

總體來看，嘉蔭-牡丹江蛇綠巖帶主要形成于二疊紀，地球化學特征顯示多以SSZ型為主(畢君輝，2018)，可能為牡丹江洋洋殼進入俯沖消減過程中的產物。

2.6 完達山蛇綠混雜巖帶

完達山蛇綠巖帶主要包括躍進山蛇綠巖和饒河蛇綠巖。張魁武等(1997)明確指出躍進山群是一套以變質沉積巖為基質，鎂鐵質-超鎂鐵質巖為外來巖塊的構造混雜巖，并具有蛇綠巖組合特征，主要分布于寶清縣、東方紅鎮(zhèn)、哈馬頂子、八五三和勤得利等地區(qū)(圖6)，由純橄欖巖、輝石橄欖巖、蛇紋巖、變質玄武巖和輝長巖組成(張旗等，2003)。王繼堯等(2016)獲得躍進山蛇綠巖的年齡為311±11Ma。Bietal.(2015)報道了東方紅地區(qū)輝長巖的鋯石U-Pb年齡為274±2Ma～280±3Ma。Sunetal.(2015)在東方紅鎮(zhèn)西輝長巖中獲得SHRIMP U-Pb加權平均年齡274±4Ma和276±3Ma。郭冶(2016)和曾振(2017)在躍進山雜巖中識別出二疊紀輝長巖年齡為287±2Ma。地球化學顯示，躍進山蛇綠巖以N-MORB為主(Zhouetal.，2015)。

近年來，許多巖漿巖證據(jù)顯示佳木斯地塊的東緣和西緣在293～260Ma、270～244Ma期間分別處于活動大陸邊緣(吳福元等，2001；黃映聰?shù)龋?008；孟恩等，2008；于介江等，2013；張磊等，2013；畢君輝等，2014；蒲建彬等，2015；叢智超等，2016；Yangetal.，2017)，指示了二疊紀時期佳木斯地塊東側存在洋殼向西俯沖事件。此外，佳木斯地塊東緣地區(qū)發(fā)育的晚石炭世珍子山組的沉積上限為～310Ma，沉積環(huán)境為活動大陸邊緣(Lietal.，2018)，即佳木斯地塊東側洋殼至少于晚石炭世時期開始俯沖，到二疊紀時期俯沖作用仍在繼續(xù)。

另外，不整合于佳木斯地塊東緣二疊紀花崗巖之上的南雙鴨山組海陸交互相地層與躍進山雜巖上覆晚三疊世沉積地層具有相同的碎屑鋯石特征，且共同的年齡峰值分別為～800Ma、～500Ma和～260Ma(曾振，2017)，這三組年齡均在佳木斯地塊廣泛發(fā)育，說明躍進山雜巖上覆的晚三疊世沉積物的物源來自佳木斯地塊，指示躍進山雜巖當時已經(jīng)增生于佳木斯地塊東緣，時間應在晚石炭世-中二疊世。當時的俯沖板塊并非古太平洋板塊，而是某未知洋殼，可能為泛大洋洋殼。

饒河蛇綠巖北起新開，南至向陽川，整條巖帶長約50km，寬為5～8km，呈北北東以構造透鏡體分布于晚侏羅世-早白堊世砂泥碎屑巖中，主要為超鎂鐵質-鎂鐵質堆晶雜巖、基性枕狀熔巖、輝綠巖墻以及含放射蟲硅質巖。李春昱等(1980)最早提出饒河蛇綠巖的概念，雖然其不發(fā)育典型的地幔橄欖巖，但仍得到大部分學者的認同(張慶龍等，1989；康寶祥等，1990；唐克東，1994；趙海玲等，1996)。Zhouetal.(2015)報道饒河雜巖中蛇綠輝長巖年齡為231±5Ma，枕狀玄武巖為167±1Ma。1:5萬關山咀子等3幅礦調項目(黑龍江省第一地質勘查院，2014[注]黑龍江省第一地質勘查院.2014. 1:5萬關山咀子等3幅礦產地質調查報告)在八里橋輝長巖中獲得鋯石LA-ICP MS U-Pb諧和年齡200±1Ma。1:5萬太平村幅區(qū)調項目(黑龍江省地質調查研究總院，2002[注]黑龍江省地質調查研究總院.2002. 1:5萬太平村幅區(qū)域地質調查報告)在坨窯山輝橄巖中獲得全巖Sm-Nd等時線205Ma，在大帶林場輝長巖中獲得單顆粒鋯石U-Pb年齡156±3Ma。程瑞玉等(2006)在大岱輝長巖中獲得鋯石U-Pb加權平均年齡為166±1Ma。張國賓(2014)在關門咀子-大岱林場一帶枕狀熔巖中獲得鋯石LA-ICP MS U-Pb諧和年齡222±10Ma。

這些數(shù)據(jù)表明饒河蛇綠混雜巖原巖大致形成年齡為228～166Ma(趙海玲等，1996；程瑞玉等，2006；田東江, 2007；Zhouetal.，2014；王繼堯等，2016)，地球化學數(shù)據(jù)主要體現(xiàn)為OIB特征(Zhouetal.，2015)，代表了洋底海山或洋島的形成時間，且含放射蟲硅質巖的形成時間約為165Ma，這些都表明了饒河蛇綠混雜巖就位時間應晚于中侏羅世。此外，至今發(fā)現(xiàn)的最老的侵入饒河蛇綠混雜巖中的花崗巖的年齡為131Ma(程瑞玉等，2006)，該年齡限制了饒河雜巖就位的最小時間。因此，饒河雜巖可能于中侏羅世開始增生，于150～131Ma 期間就位。

2.7 西拉木倫蛇綠混雜巖帶

西拉木倫蛇綠混雜巖帶分布廣泛，可以分為西段索倫-林西和東段長春-延吉蛇綠混雜巖帶，作為東北陸塊群與華北板塊的構造拼合帶，同時也是古亞洲洋在東段最終閉合的縫合帶。

2.7.1 西拉木倫蛇綠巖帶西段

索倫-林西蛇綠巖帶，自西向東主要包括索倫、滿都拉、溫都爾廟、柯單山、五道石門、杏樹洼、九井子(小葦河)和半拉山(圖5)。溫都爾廟蛇綠巖主要分布于武藝臺-溫都爾廟-圖林凱地區(qū)，總體呈東西向展布，斷續(xù)出露40～50km。蛇綠巖套各單元均以巖塊產出，主要由四部分組成：變質橄欖巖主要零星分布于德言其苗、圖林凱、孫德拉圖等地，巖性以方輝橄欖巖為主，少見純橄欖巖，斜長花崗巖分布局限，僅見于德言其苗一帶；枕狀熔巖系指溫都爾廟桑達來音呼都格組，展布于孫德拉圖-桑達來音呼都格-白音諾爾-道德音扎格一線，主要包括枕狀玄武巖、拉斑玄武巖、細碧巖和球顆玄武巖等。另外，在孫德拉圖地區(qū)的枕狀熔巖中有輝綠巖和輝長巖巖墻貫入。關于溫都爾廟蛇綠巖形成時代，主流觀點為早古生代，彭立紅(1984)根據(jù)蛇綠巖套中硅質巖產出的化石，限定為前寒武紀。這一認識也得到了后期不同測年方法的支持，如K-Ar、Sm-Nd和Rb-Sr的測年結果為961～523Ma(王東方等，1985；張臣和吳泰然，1998)，但都誤差較大。劉敦一等(2003)利用國際先進SHRIMP鋯石U-Pb定年，確定圖林凱地區(qū)蛇綠巖形成時代為467～429Ma，根據(jù)地球化學特征認為其代表古亞洲洋早期洋殼俯沖。另一種觀點為三疊紀，如溫都爾廟蛇綠巖中枕狀熔巖年齡為～260Ma(Miaoetal.，2007)，變質基性火山巖年齡為246±3Ma(Chuetal.，2013)，可能代表弧后盆地或者后期有限洋盆。結合華北北緣發(fā)育有早、晚古生代與俯沖相關的巖漿弧(Chenetal.，2000；Xiaoetal.，2003；Zhangetal.，2007；Jianetal.，2008)，我們認為溫都爾廟蛇綠巖很可能代表了古亞洲洋洋殼從早古生代到晚古生代向華北板塊北緣之下持續(xù)俯沖形成的殘余洋殼。

索倫蛇綠巖位于該帶的西端，白云鄂博以北的中蒙邊界附近，西起哈布特蓋，沿途經(jīng)索倫敖包、包珠爾，東至林西，延伸約380km，寬約15km。巖石單元包括方輝橄欖巖、純橄欖巖、二輝橄欖巖、基性枕狀熔巖，含較少的輝長巖、輝綠巖極少(王荃等，1991)。關于索倫蛇綠巖的形成時代，少數(shù)學者限定變質橄欖輝長巖的形成時代為434±4Ma，并認為索倫蛇綠巖形成于早古生代(陶繼雄等，2004)。大部分學者認為索倫蛇綠巖形成于二疊紀，不僅有早二疊世海相磨拉石沉積建造和硅質巖中放射蟲化石為間接證據(jù)(王荃等，1991；李鋼柱等，2017)，還利用SHRIMP鋯石U-Pb測年方法限定索倫蛇綠巖中輝長巖的年齡為279±10Ma和292±2Ma(Miaoetal.，2007；Jianetal.，2010)。以上結果表明索倫蛇綠巖可能形成于早二疊世。

滿都拉蛇綠巖緊鄰索倫蛇綠巖，出露于內蒙古達茂旗滿都拉蘇木西約45km，蛇綠巖成分主要包括鎂鐵-超鎂鐵質堆積巖系、火山熔巖和部分蛇綠巖上覆的沉積巖系(陶繼雄等，2004)，其中玄武巖和輝綠巖的時代分別被限定為274±1Ma和279±3Ma，具有洋中脊玄武巖地球化學特征(Chenetal.，2000；Jianetal.，2010)。

柯單山蛇綠巖位于西拉木倫河北側，出露面積約8km2，主要巖石有變質橄欖巖、輝長巖、純橄巖、輝石巖、玄武巖和硅質巖。何國琦和邵濟安(1983)在柯單山硅質巖和石灰?guī)r中識別出奧陶紀介形蟲化石，認為柯單山蛇綠巖形成于奧陶紀，后期陳森煌等(1991)和梁日暄(1994)分別利用Sm-Nd和Rb-Sr等時線定年法確定其形成于新元古代。目前關于柯單山蛇綠巖的形成時代尚存爭議。

五道石門蛇綠巖由何國琦和邵濟安(1983)提出，僅有枕狀玄武巖和硅質巖出露，根據(jù)克什克騰旗五道石門枕狀細碧巖中硅質巖夾層和透鏡體中的微體化石，初步認定其為早古生代蛇綠巖建造。后來的礦物學及巖石地球化學研究，證明其為古洋殼蛇綠巖套的一部分，枕狀基性熔巖可能來自于上地幔的玄武質巖漿，但一直未見精細年代學研究(李錦軼，1986)。最近，王炎陽等(2014)通過鋯石U-Pb年代學方法限定五道石門枕狀玄武巖為277±3Ma。

杏樹洼蛇綠巖位于林西縣南東40km，主要由蛇綠巖、玄武巖、輝長巖、硅質巖和灰?guī)r組成。王玉凈和樊志勇(1997)在杏樹洼蛇綠巖的硅質巖中甄別出二疊紀放射蟲，就此認為其形成于二疊紀，這一結論也得到玄武巖中鋯石SHRIMP定年(280±3Ma；Songetal.，2015)的支持。另外，劉建峰等(2016)和Miaoetal.(2008)分別限定了杏樹洼東部九井子蛇綠巖中的輝長巖和半拉山堆晶輝長巖的形成年齡分別為275±2Ma和256±3Ma。地球化學數(shù)據(jù)顯示，杏樹洼蛇綠巖中玄武巖具有多種成因，既有正常洋中脊(N-MORB)、富集洋中脊(E-MORB)，又有島弧或陸源弧等，指示該蛇綠巖所代表的洋盆可能是一個長期演化的大洋。

總體來看，西段索倫-林西蛇綠混雜巖帶形成時代主要集中于二疊紀-三疊紀。關于該帶蛇綠巖的性質或構造環(huán)境一直備受爭議，有些學者認為其形成于后期裂谷盆地，類似“紅海陸間洋盆”(Jianetal.，2012；徐備等，2014；Luoetal.，2016)。但大多數(shù)學者通過對玄武巖、鉻鐵礦等地球化學研究顯示索倫-林西蛇綠巖具有俯沖帶(SSZ型)或者洋中脊特征。結合該蛇綠巖帶上硅質巖中二疊紀放射蟲及牙形石化石的發(fā)現(xiàn)，我們認為索倫-林西蛇綠巖帶可能與一個長期演化的大洋環(huán)境有關。

2.7.2 西拉木倫蛇綠巖帶東段

長春-延吉蛇綠混雜巖帶，由西向東大致分布于長春、舒蘭和延吉地區(qū)(圖8)，主要出露于呼蘭群、清河群和開山屯組等。長春九臺石頭口門-波泥河蛇綠巖，除未見典型的枕狀玄武巖和高鎂安山巖外，其它蛇綠巖套巖石均有出露，包括鎂鐵質-超鎂鐵質雜巖、基性熔巖、輝綠巖墻以及深海相放射蟲硅質巖等(徐公愉和方文昌，1990；徐公愉，1993)。

圖8 西拉木倫蛇綠混雜巖帶東段(長春-延吉地區(qū))分布簡圖(據(jù)關慶彬，2018；Zhou et al.，2019)Fig.8 Distribution of the ophiolite relics in the Changchun-Yanji area, NE China (after Guan, 2018; Zhou et al., 2019)

吉林市小綏河一帶出露的超基性巖，北臨伊舒斷裂，南依華北地塊北緣，呈北東向帶狀斷續(xù)展布，長約5km，寬約20～140m，由大小16個塊體所組成，塊體巖性主要為蛇紋巖、純橄巖(吉林省區(qū)調隊，1970[注]吉林省區(qū)調隊.1970. 1:20萬吉林市幅區(qū)域地質調查報告)。仁河洞蛇綠巖殘片于1:20萬琿春幅地質調查發(fā)現(xiàn)(吉林省區(qū)調隊，1985[注]吉林省區(qū)調隊.1985. 1:20萬琿春幅區(qū)域地質調查報告)，主要殘存在二疊系關門嘴子組和青溝山組地層中，蛇綠巖主要由蛇紋石化輝石橄欖巖、二輝橄欖巖、輝石巖、輝長巖、硅泥質巖及片理化安山巖、片理化安山質角礫巖等組成。由仁河洞向北西方向，在新華村一帶，見有基性輝長巖出露。據(jù)1:20萬大興溝幅(吉林省區(qū)調隊三分隊，1966[注]吉林省區(qū)調隊三分隊. 1966. 1:20萬大興溝幅區(qū)域地質調查報告)資料，在該新華村-南城子一帶發(fā)現(xiàn)有中性成分的閃長巖和基性成分的輝長巖，尚有少量的超基性成分的橄欖巖，并將其時代定位晚二疊世侵入。

機房溝-水曲柳地區(qū)的蛇綠巖帶近東西向斷續(xù)分布，西側出露在九臺機房溝，東側至舒蘭水曲柳鎮(zhèn)，斷續(xù)出露長約60km，寬約10km，由蛇紋石化橄欖巖、片理化角閃輝長巖、橄欖角閃石巖及其火山碎屑巖、絹云石英片巖、陽起石片巖、含榴黑云片巖、含榴綠泥片巖，硅化(片理化)泥質粉砂巖及大理巖等組成(吉林省地質礦產局，1988)。

芹菜溝-頭道溝蛇綠混雜巖位于吉林省永吉縣頭道溝一帶，西起永吉縣芹菜溝，東至頭道溝東側和尚帽，斷續(xù)出露長約10km，寬約3km，呈東西向分布，巖石類型主要為輝橄巖、橄欖巖類和輝長巖，巖石具蛇紋石化、透閃石化及滑石化，巖體內賦存有數(shù)個小鉻鐵礦體(楊巍然和王豪，1991)。

延邊開山屯-江域一線的蛇綠混雜巖主要由方輝橄欖巖、二輝橄欖巖、純橄巖、菱鎂巖、輝長巖、斜長巖、輝綠巖、硅質巖、灰?guī)r、玄武巖、輝石玄武巖、角閃片巖及強烈變形的泥礫巖等組成，局部夾有豆夾狀鉻鐵礦(邵濟安和唐克東，1995)。

目前，盡管關于長春-延吉蛇綠混雜巖帶的形成時代為早古生代(王荃等，1991)、晚古生代(邵濟安和唐克東，1995)或者前寒武紀(孟繁興，1992；彭玉鯨和王占福，1997)，以及構造環(huán)境如弧后拉張洋盆(邵濟安和唐克東，1995)、島弧邊緣盆地體系(徐公愉和方文昌，1990)或者寬闊大洋盆地(王東方等，1990)尚存爭議，但古生代時期長春-延吉一線存在古洋盆已是不爭事實(Li，2006；Wuetal.，2011；Liuetal.，2017；Xiaoetal.，2018)，而且大多數(shù)學者目前認為該蛇綠混雜巖帶的形成時代應該為晚二疊世-早三疊世(Li，2006；劉永江等，2010；Wuetal.，2011；趙英利等，2012；Liuetal.，2017；Guanetal.，2018；Xiaoetal.，2018； Zhouetal.，2019)。當然，相對于西拉木倫蛇綠混雜巖帶西段的精細研究，長春-延吉蛇綠混雜巖帶的研究還十分薄弱，亟待進一步詳細研究。

3 中亞造山帶東段陸緣增生過程

古亞洲洋是指西伯利亞板塊與塔里木-華北板塊之間的古大洋(Dobretsovetal.，1995)，在我國主要沿西/東準噶爾、天山、北山、內蒙到東北地區(qū)長春-延吉一帶展布(王鴻禎，1982；李春昱和王荃，1983；Wuetal.，2011；Xiaoetal.，2003，2018)。部分學者認為中亞造山帶東段古亞洲洋主洋盆閉合于賀根山-黑河一線(蘇養(yǎng)正，1981；郭勝哲，1986；田昌烈，1986；Miaoetal.，2008；Songetal.，2015)，但是更多學者傾向于在二疊紀末期于索倫-西拉木倫-長春-延吉縫合帶關閉(王鴻禎，1982；李春昱和王荃，1983；Xiaoetal., 2003; 劉永江等，2010；Wuetal.，2011；趙英利等，2012；Liuetal.，2017)。雖然東北地區(qū)被認為是典型的增生型造山帶，但增生雜巖、蛇綠混雜巖、鈣堿性火山巖和花崗巖的時代等都不支持沿一個單一古大洋俯沖帶不斷增生造山的特點。結合東北地區(qū)陸塊群基底特征及目前已確定的蛇綠巖年代學分布特征，中亞造山帶東段古亞洲洋的增生過程不僅與索倫-西拉木倫-長春-延吉的主洋盆有關，而且還與古亞洲洋的一些分支洋盆有密切關系，如西部新元古代-寒武紀新林-喜桂圖洋(也稱之為新林洋或吉峰洋；Xuetal.，2015；Fengetal.，2016)、寒武紀-石炭紀嫩江洋(也稱之為賀根山洋；李英杰等，2018)和東部的牡丹江洋(Dongetal.，2018a)。

3.1 新林-喜桂圖洋的開啟與閉合

目前識別和重建大洋的演化歷史仍然立足于蛇綠混雜巖帶或大洋板塊地層(OPS)的研究(Dilek and Furnes，2011)。近期在新林-喜桂圖縫合帶中發(fā)現(xiàn)有大量的蛇綠混雜巖出露，前寒武紀蛇綠混雜巖露頭面積較小，其中時代最早的為大興安嶺中段新元古代阿里河蛇綠混雜巖帶，獲得吉峰輝長巖、嘎仙輝石巖和輝綠巖、環(huán)二庫輝長巖的鋯石年齡分別為647±5Ma、628±10Ma、668±10Ma和697±5Ma(Fengetal.，2016，2018a)。另外，頭道橋洋島玄武巖(511±5Ma)也是該洋盆早期存在的最可靠的證據(jù)(Miaoetal.，2015；Zhouetal.，2015)。

地球化學特征顯示，前寒武紀輝長巖(697～628Ma)具有似洋中脊的地球化學特征，鋯石176Hf/177Hf比值介于0.282602～0.282854之間，εHf(t)值平均值為15.9，反映其巖漿源區(qū)為虧損地幔，這表明其應該是來自古大洋中具有擴張脊構造環(huán)境的洋殼殘片，可能代表洋內俯沖環(huán)境，說明新林-喜桂圖洋中南段可能在新元古代或更早就已經(jīng)開始裂解，至寒武紀已經(jīng)具備了一定規(guī)模的洋盆(Fengetal.，2016，2018a)。該認識也得到區(qū)域上大量新元古代巖漿裂解事件(850～730Ma；Tangetal.，2013)和新元古代沉積事件的支持(額爾古納河群和烏賓敖包組；Zhangetal.，2014；Zhaoetal.，2016)。

雖然與前寒武紀蛇綠混雜巖相伴生的沉積地層鮮有報道，但根據(jù)興隆群高力溝組(596± 2Ma)變質粉砂巖中早寒武世的微體化石(Lophosphaeridiumsp.、Estiastrasp.和Micrhystridiumsp.)，塔源寒武統(tǒng)零點群濁積巖中發(fā)現(xiàn)的藻類化石(楊文麟等，2014)和阿爾山下寒武統(tǒng)蘇中組古杯化石(曹桐生等，2011)，可以證明縫合帶中前寒武紀殘余洋殼的存在，推測新林-喜桂圖洋盆的范圍可能從阿爾山一直延伸至呼瑪一帶。以上至少說明在新元古代之前該洋盆就開始裂解。隨后開始洋內俯沖，直至弧-陸碰撞，伴隨晚寒武世鈣堿性花崗巖(511±2Ma)侵入到頭道橋藍片巖以及塔河-洛古河后造山花崗組合(520～480Ma；葛文春等，2005)的產出，新林-喜桂圖洋盆晚寒武世末期關閉。至于新林-喜桂圖縫合帶古生代蛇綠巖，大部分顯示拉張環(huán)境，可能與東部嫩江洋演化有關(詳見下文)。

3.2 嫩江洋的開啟與閉合

古亞洲洋嫩江分支洋盆是用來描述二連浩特-賀根山蛇綠巖所代表的前生洋盆，盡管蛇綠巖在嫩江-大石寨地區(qū)鮮有出露，但早古生代大洋板塊地層(OPS)(Fengetal.，2018b)、巖相古地理特征(劉永江等，2010；趙英利等，2018)、早古生代島弧巖漿帶(趙芝等，2010；Fengetal.，2018a)、多寶山弧前增生楔和造山后二疊紀A型花崗巖帶(洪大衛(wèi)，1994；孫德有等，2000)，都是嫩江洋存在的主要印記，記錄了古洋盆演化與消亡過程。晚寒武世，新林-喜桂圖洋盆閉合的同時，嫩江洋向西俯沖且不斷向東遷移，形成了多寶山-阿爾山(497～464Ma)蛇綠混雜巖帶、多寶山-伊爾施島弧巖漿帶(485～439Ma)及多寶山斑巖型銅礦。多寶山地區(qū)高鎂玄武巖-玄武安山巖506～485Ma的鋯石年齡(Zhaoetal.，2019)和阿爾山南蛇綠混雜巖中輝長巖464Ma的鋯石年齡說明嫩江洋已經(jīng)打開(未發(fā)表)。與此同時，嫩江洋持續(xù)向西俯沖導致沿新林-喜桂圖縫合帶再次拉張，于多寶山島弧帶西部形成新林-興隆-呼瑪-海拉爾-伊爾施弧后盆地，新林-烏奴耳蛇綠巖帶可能為弧后盆地洋殼的代表，伴隨的沉積地層主要包括伊勒呼里山群、庫納森河組和黃斑脊山組等，其中北部以呼瑪弧后沉積最為典型。

嫩江洋閉合位置和時間一直存在較大爭議。關于閉合位置，張興洲等(2012)根據(jù)地球物理特征提出嫩江洋沿黑河-嫩江-烏蘭浩特-開魯一線閉合。徐備等(2014)通過沉積建造研究認為嫩江洋沿艾力格廟-錫林浩特-黑河一線于晚泥盆世之前已經(jīng)閉合。關于洋盆閉合時間的觀點主要有晚志留世-泥盆紀(eng?r and Natal’in，1996)，晚泥盆世-早石炭世(邵濟安等，1991；徐備等，2014)，早石炭世晚期(劉永江等，2010；趙芝等，2010；Liuetal., 2017； Maetal., 2019)、二疊紀之前(童英等，2010)和三疊紀(Chenetal.，2000；Miaoetal.，2004)。目前，大部分學者支持嫩江洋沿賀根山-嫩江-黑河一線于早石炭晚期-晚石炭世早期閉合，主要證據(jù)如下：(1)通過構造-巖相古地理的研究，發(fā)現(xiàn)泥盆紀時期東北地區(qū)西部以賀根山-嫩江-黑河一線為界，北部為海相/海陸交互相，南部為陸相；早石炭世仍保持北海南陸的構造格局；但晚石炭世發(fā)生了重大的海陸變遷，賀根山-嫩江-黑河一線以南為海相/海陸交互相沉積，而北部主體為古陸隆起區(qū)(劉永江等，2010；Liuetal.，2017)；(2)大量的巖漿事件研究(Wuetal.，2011；Lietal.，2014；Zhangetal.，2018)顯示，存在一條晚泥盆世-早石炭世巖漿弧，從牙克石一帶向東遷移至黑河-阿榮旗一線，根據(jù)巖漿弧的空間展布，認為嫩江洋的閉合位置與該巖漿弧帶基本一致；(3)大興安嶺北段黑河-賀根山地區(qū)發(fā)現(xiàn)了一套290～260Ma的A型花崗巖組合，其指示后造山背景(洪大衛(wèi),1994；Wuetal.，2011)；(4)古地磁數(shù)據(jù)對于識別板塊古位置具有重要指示作用，張東海等(2018)對黑龍江多寶山地區(qū)下泥盆統(tǒng)泥鰍河組砂巖剖面進行了古地磁研究，北部烏里雅斯太陸緣與興安增生地體已無緯度差異(28°～30°N)，而松嫩-錫林浩特地塊位于赤道低緯度，兩者之間的界限為賀根山-嫩江-黑河一線；(5)賀根山北部烏斯尼黑地區(qū)葛根敖包組與賀根山蛇綠巖不整合接觸關系，較好的限定賀根山蛇綠巖就位時代在～300Ma。

關于嫩江洋的俯沖極性，通常認為向西俯沖(劉永江等，2010；趙芝等，2010；Liuetal., 2017；Fengetal.，2018a，b；Maetal., 2019)，但是，近年來在松遼盆地西緣扎賚特旗地區(qū)發(fā)現(xiàn)有石炭紀與碰撞和碰撞后伸展相關的花崗巖(馬永非等，2018；Maetal.，2019及其中的參考文獻)。此外，深反射地震剖面顯示，松遼盆地西緣深部存在一個向東傾的強反射界面一直延伸到莫霍面(Houetal.，2015)。這些事實說明嫩江洋洋殼在石炭紀存在向東的俯沖。因此，我們認為嫩江洋在石炭紀之前為向西俯沖，石炭紀開始出現(xiàn)向東西兩側雙向俯沖的特征。

綜上所述，本文認為嫩江洋俯沖啟動時間至少是在晚寒武世或之前，嫩江洋持續(xù)俯沖-增生，形成了早古生代的多寶山-阿爾山、二連浩特-賀根山和迪彥廟-達青牧場蛇綠混雜巖，最終沿賀根山-嫩江-黑河一線于早石炭晚期-晚石炭世早期閉合，額爾古納-興安與松嫩-錫林浩特地塊完成拼貼。

3.3 黑龍江洋和牡丹江洋的開啟與閉合

牡丹江洋的提出源于松嫩-錫林浩特地塊與佳木斯地塊間出露的黑龍江雜巖(Wuetal.，2007；Zhouetal.，2009)，嘉蔭-牡丹江蛇綠巖帶上黑龍江雜巖中的MORB型玄武巖、斜輝輝橄巖、純橄欖巖/蛇紋巖、變輝長巖和蛇紋石化大理巖以及兩地塊上古生代沉積地層對比結果，可以限定牡丹江洋盆的存在(Mengetal.，2010)。然而，由于對黑龍江雜巖屬性和牡丹江斷裂兩側古生代弧型火山巖的認識分歧，導致對牡丹江洋的開啟、閉合及演化尚存較大爭議。部分學者認為新元古代(777±18Ma)-中侏羅世，牡丹江洋一直存在，并且雙向俯沖于松嫩-錫林浩特地塊與佳木斯地塊之下(頡頏強等，2008)或單向俯沖于松嫩-錫林浩特地塊之下(楊文麟，2015)，但至今在黑龍江雜巖中未識別出與之相關的新元古代-寒武紀的大洋板塊地層。

目前，主流觀點主要有，一種認為在古生代-中侏羅世，牡丹江洋一直存在且具有雙向俯沖特征(Dongetal.，2018a, b)；另一種認為牡丹江洋形成于早中生代，是在原來已經(jīng)拼合的松嫩-錫林浩特地塊與佳木斯地塊之上重新裂開的短期洋盆(李錦軼等，1999；許文良等，2012)。首先，頡頏強等(2008)在牡丹江地區(qū)依蘭識別出了一套蛇綠巖殘片，時代定為777Ma。李錦軼等(1999)在牡丹江地區(qū)的“黑龍江雜巖”中鑒別出奧陶紀幾丁蟲化石，表明此時就已存在一個洋盆。其次，將佳木斯地塊上的泥盆紀黑臺組與松嫩地塊上哈爾濱東部的泥盆紀黑龍宮組和寶泉組沉積時限進行對比，發(fā)現(xiàn)黑臺組沉積時限為484～390Ma，寶泉組為413～386Ma，黑龍宮組沉積下限為403Ma，兩地砂巖碎屑鋯石測年結果都顯示與麻山群變質年齡相吻合，由此認為哈爾濱東部的黑龍宮組和寶泉組具有佳木斯地塊基底物質來源(Mengetal.，2010)，可知松嫩-錫林浩特地塊與佳木斯地塊應于黑龍宮組和寶泉組沉積之前就已經(jīng)拼合在一起，當時兩地塊間的大洋已經(jīng)關閉。但是，近年來對黑龍江雜巖大量的同位素年代學和地球化學研究表明，二疊紀到三疊紀佳木斯地塊與松嫩-錫林浩特地塊間存在一個有限的陸間洋盆，嘉蔭-牡丹江蛇綠巖帶中玄武巖的形成時代為267～256Ma，稍后有三疊紀A型花崗巖的侵入(Xuetal.，2012)，這說明原來已經(jīng)關閉的大洋又重新打開。另外，黑龍江雜巖(磨刀石、依蘭和蘿北地區(qū))中的沉積單元最年輕的碎屑鋯石年齡介于235～180Ma，而黑龍江雜巖中藍片巖的白云母Ar-Ar年齡和變輝長巖中金紅石的U-Pb年齡介于177～171Ma之間(Zhouetal.，2009；Geetal.，2015；Dongetal.，2018b)。

鑒于此，根據(jù)松嫩-錫林浩特地塊與佳木斯地塊之間大洋的開合時間，我們將古生代時期兩地塊間存在的大洋稱之為黑龍江洋，歸于古亞洲洋體系；將中生代時期兩地塊間的大洋稱之為牡丹江洋，屬于古太平洋體系。通過上述分析可以看出，黑龍江洋應該在新元古代就已經(jīng)存在(頡頏強等，2008)，晚志留世松嫩-錫林浩特和佳木斯地塊拼接聚合后，黑龍江洋盆關閉。到晚二疊世-中三疊世兩地塊間重新拉開，形成牡丹江洋，并最終于中侏羅世閉合。

3.4 古亞洲洋東段最終閉合的時間與方式

對于古亞洲洋主洋盆最終的閉合時間存在較多的分歧，主要觀點有：(1)基于東北地區(qū)泥盆紀穩(wěn)定陸緣沉積建造，徐備等(2014)指出中-晚泥盆世后，東北地區(qū)完成了由古亞洲洋到興蒙造山帶構造格局的轉變，隨之二疊紀時期興蒙造山帶發(fā)生多期伸展作用，二疊系沉積于伸展裂陷形成的陸表海環(huán)境(邵濟安等，2014)；(2)部分學者根據(jù)二疊紀磨拉石沉積建造組合及變質作用時間，認為最終古亞洲洋東段閉合發(fā)生在中-晚二疊世(吉林省地質礦產局，1988；Shi，2006；Wuetal.，2007；李錦軼，2009)；(3)依據(jù)蘇尼特左旗碰撞相關的巖漿巖(296～234Ma；Chenetal.，2009)，西拉木倫河沿岸雙井地區(qū)晚二疊世-早三疊世同碰撞花崗巖(李錦軼等，2007)和吉中地區(qū)二疊紀末-早三疊世同碰撞花崗巖、碰撞相關的變質事件，多數(shù)認為古亞洲洋東段的最終閉合發(fā)生在晚二疊世-中三疊世(張艷斌等，2002；孫德有等，2004；郗愛華等，2006；趙英利等，2016)。

我們以蛇綠巖為主線，結合古生物化石、巖相古地理展布、巖漿作用、古地磁等多學科證據(jù)對該縫合帶進行了系統(tǒng)的分析：(1)蛇綠巖：沿索倫-西拉木倫-長春-延吉縫合帶發(fā)育多條蛇綠巖帶，從早期俯沖-增生形成的早古生代溫都爾廟蛇綠混雜巖帶(467～429Ma)，到晚古生代-中生代的西部索倫-林西蛇綠巖帶(～299Ma)、東部的石頭口門-開山屯(277～260Ma)，機房溝-水曲柳帶(～290Ma)和小綏河-新華村蛇綠混雜巖帶(250～208Ma)，說明該洋盆具有一定的規(guī)模，并且可以限定古亞洲洋東段至少從奧陶紀一直持續(xù)到二疊紀。依據(jù)地球化學特征和深水放射蟲硅質巖，盡管部分學者認為該洋盆在石炭紀-二疊紀為“紅海裂谷型”(Xuetal.，2015；Luoetal.，2016)，但絕大部分學者認為是具有一定規(guī)模的寬闊大洋(Xiaoetal.，2003；Li，2006；Wuetal.，2011；Liuetal.，2017；Zhouetal.，2018；許文良等，2019)；(2)古生物學：該縫合帶不僅是東北一條規(guī)模較大的斷裂帶，還是石炭系、二疊系的重要沉積相分區(qū)界限，斷裂以北早二疊世大石寨組和中二疊世哲斯組發(fā)育冷水型動物群，安加拉植物群分子，而斷裂以南則主要發(fā)育華夏型植物為主，兩植物群的混生現(xiàn)象不明顯，表明中二疊世之前，古亞洲洋東段仍未閉合(孫躍武等，2018)；(3)巖漿作用：根據(jù)沿索倫-西拉木倫-長春-延吉一線晚古生代晚期-早中生代同碰撞型花崗巖的研究數(shù)據(jù)，自西向東同碰撞型花崗巖形成時代有逐漸變新的趨勢(Wangetal.，2015b)；在東段長春-延吉一帶發(fā)育有早古生代和晚古生代的陸緣及增生巖漿弧(Wangetal., 2015a, b；Peietal.，2016)，最年輕的與碰撞有關的花崗巖為中三疊世(Wangetal.，2015a)，代表古亞洲洋在最東端的最終閉合時間；(4)沉積建造及物源分析對比：二疊紀沉積建造的空間變化及中、晚二疊世-早三疊世物源分析對比(克旗-林西地區(qū)、阿魯科爾沁-扎魯特地區(qū)和索倫、蘑菇氣地區(qū))，說明自西向東二疊紀海相地層具有逐漸變年輕的趨勢(吉林省地質礦產局，1988；趙英利等，2016)；(5)古地磁：黃寶春和朱日祥(1996)根據(jù)華北地塊古地磁歐拉極最佳小圓擬合法所得結果，認為華北板塊與西伯利亞板塊之間的洋殼俯沖消亡主要發(fā)生在早石炭世末至早二疊世。該認識也得到了內蒙古阿魯科爾沁旗上二疊統(tǒng)林西組陸相沉積的支持(任收麥和黃寶春，2002；秦華峰等，2013)。

結合白乃廟島弧和蘇尼特左旗島弧的形成時代(～490Ma；聶鳳軍等，1995；唐建洲等，2018)，本文認為古亞洲洋東段俯沖開啟時間至少在奧陶紀之前，最終閉合時間為早、中三疊世，并且表現(xiàn)為南北雙向俯沖消減自西(晚二疊世-早三疊世)向東(早三疊世-中三疊世)的剪刀式閉合方式，東北陸塊群與華北板塊聯(lián)合成統(tǒng)一整體。

3.5 中亞造山帶東段古太平洋增生過程

關于中亞造山帶東段古太平洋增生過程的分歧主要在于俯沖起始時間和俯沖影響范圍。首先，俯沖起始時間的主流觀點有：一種認為俯沖作用開始于三疊紀(黃汲清等，1977；任紀舜，1989；弗魯布列夫斯基等，1995；周建波等，2009；Zhouetal.，2014)；一種認為俯沖作用開始于侏羅紀(趙越等，1994；孫德有等，2005；裴福萍等，2008；Yuetal.，2012；Xuetal.，2013；Guoetal., 2015；Wangetal., 2017)。另外還有一些研究者認為古太平洋板塊至少從晚石炭世-早二疊世就開始影響和控制東北東部及鄰區(qū)的構造演化(Li，2006；Bietal., 2017；Yangetal., 2015)。其次，一部分學者認為古太平洋俯沖影響范圍可能僅限于松遼盆地以西(許文良等，2013)，另一部分學者認為其影響范圍可能更大，西部大興安嶺隆升可能與古太平洋俯沖有關(李四光，1973；黃汲清等，1977；鄧晉福等，1996；牛耀齡，2005；田有等，2019)。需要指出的是，佳木斯地塊東、西緣二疊紀時期的大洋板塊是歸屬古亞洲洋，還是劃到古太平洋體系，亦或古亞洲洋與古太平洋為聯(lián)通共存關系，目前有較大爭議。

最近，部分學者發(fā)現(xiàn)最古老的太平洋洋殼為167Ma(Luddenetal.，2006)，如果我們用洋殼的存在來定義一個大洋，那么太平洋最早應該在中生代才開始出現(xiàn)，也就是我們通常說的古太平洋。依據(jù)這個原則我們認為二疊紀時期佳木斯地塊周緣的大洋應歸屬于古亞洲洋范疇，或者是泛大洋。

東北地區(qū)饒河蛇綠巖帶的形成時代為晚三疊世-中侏羅世(228～166Ma)，構造就位時代為150～131Ma(程瑞玉等，2006；Wuetal.，2007；Lietal.，2009；李旭平等，2010)，從時間上看其與古太平洋俯沖有關。饒河蛇綠巖的構造就位時間說明了古太平洋起始俯沖時間至少是～220Ma，而后持續(xù)俯沖導致饒河蛇綠巖的增生就位。

4 中亞造山帶東段的構造演化

依據(jù)對中亞造山帶東段中國東北地區(qū)主要蛇綠巖的時代和性質的系統(tǒng)分析與總結，我們重建了中亞東段古亞洲洋主洋盆(西拉木倫)、古亞洲洋新林-喜桂圖、嫩江和黑龍江分支洋盆以及古太平洋的洋盆演化過程。

4.1 中亞造山帶東段古亞洲洋分支洋盆演化

(1)新元古代早期，新林-喜桂圖洋殼向西洋內俯沖導致阿里河蛇綠混雜巖(嘎仙-吉峰-環(huán)宇；697～628Ma)形成，伴隨685～615Ma倭勒根群的沉積(圖9)；

圖9 中亞造山帶東段古亞洲洋演化模式圖Fig.9 Tectonic model of Paleo-Asian Ocean in the eastern Central Asian Orogenic Belt

圖10 東北陸塊群與華北板塊聚合拼接模式圖Fig.10 Tectonic model of the amalgamation between the united block and North China Plate

圖11 中亞造山帶東段古太平洋演化模式圖Fig.11 Tectonic model of Paleo-Pacific Ocean in the eastern Central Asian Orogenic Belt

(2)新元古代晚期-中寒武世，首先阿里河蛇綠混雜巖增生就位于額爾古納地塊東緣，形成侵入阿里河蛇綠混雜巖的島弧型花崗閃長巖(557～526Ma)，隨后頭道橋洋島玄武巖(～516Ma)增生就位，并被花崗巖(～511Ma)侵入，同時發(fā)育倭勒根群(596～503Ma)；

(3)晚寒武世，額爾古納地塊與阿里河及頭道橋洋島發(fā)生陸-弧碰撞，新林-喜桂圖洋盆關閉，伴隨額爾古納地塊西緣～500Ma的造山后花崗巖。與此同時，嫩江洋盆開始向西出現(xiàn)洋內俯沖，形成晚寒武紀多寶山-阿爾山洋島玄武巖。另外，東部的牡丹江洋也開始向西俯沖到松嫩-錫林浩特地塊東緣之下，形成埃達克質巖石(510～482Ma)；

(4)早奧陶世，多寶山-阿爾山洋內島弧增生就位于額爾古納地塊東緣，形成寬闊增生雜巖帶，即為興安增生地體；

(5)早奧陶-早志留世，嫩江洋向西俯沖后撤，形成多寶山-阿爾山(480～440Ma)火山巖和多寶山斑巖型銅礦，在興安增生地體上沿新林-海拉爾一線拉張形成初始弧后盆地(新林-大烏蘇蛇綠巖，～470Ma)，并接受奧陶紀的廣泛沉積。另外，在額爾古納地塊東緣形成480～440Ma的造山后花崗巖。與此同時，牡丹江洋的持續(xù)俯沖導致松嫩-錫林浩特地塊東緣形成大量埃達克質巖石(480～430Ma)；

(6)中、晚志留世，嫩江洋持續(xù)向西俯沖，在額爾古納地塊東緣增生地體上出現(xiàn)弧后拉張，形成溝-弧-盆體系，發(fā)育俯沖型～420Ma依克特閃長巖，弧后盆地持續(xù)擴張(興隆蛇綠巖～420Ma)。松嫩-錫林浩特地塊與佳木斯地塊完成陸-陸拼貼，廣泛沉積黑龍宮組和寶泉組、黑臺組，牡丹江洋閉合；

(7)早石炭世晚期，弧后盆地進入衰亡期(烏奴耳蛇綠巖～340Ma)，嫩江洋板塊向西持續(xù)俯沖的同時，開始向東側俯沖到松嫩-錫林浩特地塊之下，在西南段表現(xiàn)為向南的俯沖，導致迪彥廟-達青牧場蛇綠混雜巖(340～290Ma)的增生就位，同時，在松遼盆地西緣形成與俯沖相關的巖漿??；到早石炭世末-晚石炭世嫩江洋盆閉合，額爾古納地塊與松嫩-錫林浩特地塊完成拼貼，導致一條北東向二疊紀的造山后堿性花崗巖帶的形成。至此，東北陸塊群已完成全部拼貼，從晚石炭世開始整個地區(qū)進入穩(wěn)定蓋層演化階段。在陸塊群的東緣(佳木斯地塊東緣)存在一個大洋，我們認為應該是泛大洋，因為當時古太平洋尚未形成；

(8)晚石炭世-中二疊世，泛大洋洋殼向西俯沖到東北東部佳木斯地塊東緣之下，在該洋盆中存在一系列海山(躍進山蛇綠巖)；

(9)晚石炭世-中二疊世，泛大洋俯沖導致躍進山蛇綠混雜巖的增生就位，同時引發(fā)了佳木斯地塊上的大量二疊紀巖漿活動；

(10)晚二疊世-晚三疊世，由于躍進山蛇綠混雜巖的增生就位導致泛大洋洋殼的俯沖向東后撤，造成佳木斯地塊西緣弧后伸展并使佳木斯地塊從松嫩-錫林浩特地塊上裂解，其間牡丹江洋再次打開。

4.2 中亞造山帶東段古亞洲洋主洋盆(西拉木倫)演化

(1)早奧陶世-早志留世，該洋盆發(fā)生雙向俯沖，向北俯沖在西段形成蘇尼特左旗巖漿弧帶(490～464Ma)和二道井-紅格爾蛇綠混雜巖帶(483～409Ma)；在東段形成吉中地區(qū)早古生代增生雜巖帶(490～443Ma)；向南俯沖在西段形成白乃廟巖漿弧帶(459～440Ma)和溫都爾廟蛇綠混雜巖帶(467～429Ma)(圖10)；

(2)晚志留世-晚石炭世，洋殼持續(xù)雙向俯沖，在西段又形成～430Ma寶力道巖漿弧帶，東段形成張家屯同碰撞花崗巖(425～396Ma)和西別河組張家屯段磨拉石建造；

(3)早二疊世-中二疊世，洋盆進入衰亡階段，俯沖-增生形成SSZ型西拉木倫蛇綠巖帶，在華北北緣及松嫩-錫林浩特南緣西部分別形成哲斯組淺海相沉積建造和大石寨組火山巖；東部吉中地區(qū)發(fā)育中二疊世埃達克質巖石；

(4)晚二疊世-早三疊世，沿索倫-西拉木倫河-長春-延吉縫合帶古亞洲洋主洋盆呈現(xiàn)自西向東剪刀式閉合，東部吉中東部地區(qū)敦化-延吉依次出現(xiàn)同碰撞和后碰撞巖石組合，古亞洲洋最終關閉。

4.3 古太平洋俯沖增生

(1)晚三疊世-早侏羅世，古太平洋板塊(伊澤奈岐板塊)開始向佳木斯地塊東緣下俯沖，洋底海山或洋島開始形成并隨俯沖大洋板塊拖拽向陸塊邊緣移動。受該俯沖事件影響，牡丹江洋殼也開始向松嫩地塊東緣之下發(fā)生俯沖(圖11)；

(2)中侏羅世-晚侏羅世，古太平洋板塊繼續(xù)向西俯沖；同時，牡丹江洋殼也向西持續(xù)俯沖，發(fā)生高壓低溫變質作用，形成藍片巖，且在俯沖過程中，藍片巖發(fā)生構造折返卷入佳木斯地塊西緣的變質沉積地層共同形成黑龍江雜巖帶;

(3)早白堊世，佳木斯地塊與松嫩地塊發(fā)生拼合，牡丹江洋殼消失，形成以黑龍江雜巖帶為標志的牡丹江縫合帶；饒河蛇綠混雜巖增生就位于佳木斯地塊東緣，就位時間150～131Ma，隨后，碰撞造山后的花崗巖(～131Ma)侵入饒河和躍進山蛇綠混雜巖，同時，佳木斯地塊上也發(fā)育了少量早白堊世巖漿活動。

5 結論

(1)東北地區(qū)存在具有前寒武紀古老結晶基底的微地塊，包括額爾古納、松嫩-錫林浩特和佳木斯地塊。興安地塊并不存在古老結晶基底，為一增生地體，其基底由新元古代-寒武紀增生楔和早古生代的島弧組成，并不具有古老地塊構造屬性；

(2)東北地區(qū)蛇綠巖主要以蛇綠混雜巖形式呈現(xiàn)，形成時代跨度較大，多以古生代為主，前寒武紀和中生代次之。蛇綠巖所代表的前生洋盆包括早奧陶世-晚三疊世古亞洲洋主洋盆、古亞洲洋分支新元古代-晚寒武世的新林-喜桂圖洋，早寒武世-晚石炭世的嫩江洋，新元古代-晚志留世的黑龍江洋和晚二疊世-中侏羅世牡丹江洋；

(3)早石炭世末-晚石炭世初，東北地區(qū)古亞洲洋分支洋盆全部閉合，所有微陸塊完成聚合形成統(tǒng)一的東北陸塊群。晚二疊世-早三疊世時期，古亞洲洋主洋盆沿索倫-拉木倫-長春-延吉縫合帶自西向東從早到晚以剪刀式最終閉合，完成東北陸塊群與華北板塊的拼接聚合；

(4)古太平洋俯沖起始時間為晚三疊世-早侏羅世，東北地區(qū)東部陸緣進入古太平洋俯沖增生構造體系。

致謝中亞造山帶東段構造演化過程十分復雜，其中蛇綠巖多以蛇綠巖殘片或蛇綠混雜巖形式存在，加之研究區(qū)覆蓋嚴重且大部分巖石組合不完整，大大增加了研究難度。本文僅對東北蛇綠巖進行了初步梳理和階段性總結，對區(qū)域構造演化提出了一些自己的想法供大家參考，有不當之處請大家批評指正。本文研究與撰寫過程中，與徐備、許文良、裴福萍、魏春景、宋述光、郭鋒、遲效國、周建波、葛文春、錢程、李小玉、張鐵安和李利陽等同行進行了有益討論，在此表示衷心感謝。同時感謝兩位審稿人提出的寶貴意見。

謹以此文祝賀肖序常院士90華誕！祝先生健康長壽！