中国东北地区及毗邻的俄罗斯远东滨海边疆区发育巨量的白垩纪岩浆岩，对区域地质构造演化、盆地形成以及油气藏的储备和破坏都有重大的影响(Wu et al.，2011;Xu et al.，2013;Feng et al.，2010)。作为古太平洋板块俯冲系统、欧亚活动大陆边缘的重要组成部分，这些岩浆岩的时空分布特征、岩石地球化学特征及构造成因是近年来研究的热点(Zhang et al.，2010;Zhang et al.，2011;Sun et al.，2013)。笔者对古太平洋构造演化历史和中国东北及邻区构造单元进行简单的综述，之后总结归纳中国东北及邻区白垩纪岩浆活动的时空分布规律及岩石组合特征，在白垩纪岩浆活动与古太平洋板块俯冲的关系方面谈谈自己的认识，抛砖引玉，以期更广泛的交流和讨论。

古太平洋又名泛大洋(Panthalassa)，受“自下而上”的地幔柱活动(Maruyama，1994，Maruyama et al.，2007)或“自上而下”的环超大陆俯冲作用(Cawood et al.，2016)影响，于新元古代在Rodinia大陆的裂解中心诞生。它离散了东亚与北美、南美、南极-澳大利亚等大陆板块，又使得这些大陆在地球另一面汇聚，在古生代末形成了Pangea超大陆，标志着古太平洋进入最鼎盛时期，成为超大洋。之后，环古太平洋各大陆均受到俯冲，古太平洋进入到消减阶段，形成Izanagi、Phoenix、Farallon 3个子板块。中侏罗世新太平洋的扩张同大西洋的诞生、Pangea超大陆裂解一起，加速了古太平洋的消亡(Müller et al.，2008)。环古太平洋大陆板块的共同特征是含有3个阶段的地质记录，分别为新元古代的板内伸展断陷、早古生代的被动大陆边缘以及晚古生代至中生代的主动大陆边缘。

中国东北位于西伯利亚克拉通和华北克拉通之间，由多个地块拼贴组成，包括额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块、布列亚-佳木斯-兴凯地块等(Wu et al.，2005;余星等，2008;Kotov et al.，2009;Li et al.，2010;Sorokin et al.，2010;Zhou et al.，2011)。它们是中亚造山带的东端部分(Eastern CAOB)，又名兴蒙造山带(XMOB)(Xu et al.，2015)。随着新元古代新林-喜桂图洋(Feng et al.，2016)、锡林浩特-黑河洋和古牡丹江洋在寒武纪至志留纪的关闭(Xu et al.，2015)，各地块拼贴为一个整体。

从额尔古纳(Tang et al.，2013;Ge et al.，2015)、兴安(Cui et al.，2015)、松辽(Pan et al.，2014)到布列亚-佳木斯-兴凯(颉颃强等，2008； 吕长禄等，2014； 杨浩等，2015)，都有新元古代岩浆活动的记录。这些岩浆活动可能形成于板内伸展的构造背景，并与Rodinia超大陆裂解有关(Tang et al.，2013)。这与这些地块之间相隔小洋盆的特征也是一致的。另一方面，这些地块在晚志留世至石炭纪都发育滨浅海相地层，包括石英砂岩、灰岩等(王成文等，2009)，可能代表了被动大陆边缘沉积。因此，中国东北各地块具有相似性，可能自新元古代起就一直位于古太平洋边缘。它们不仅记录了晚古生代至中生代古太平洋主动大陆边缘的地质历史，也很可能记录了新元古代板内伸展断陷、晚志留世至石炭纪被动大陆边缘2个阶段。特殊的是，这2个阶段没有直接过渡，中间夹有寒武纪至志留纪各地块拼合的过程(Xu et al.，2015)，被认为是泛非造山带的一部分(Wilde et al.，1999;Zhou et al.，2009，2011)。

俄罗斯远东的滨海边疆地区，构造上属锡霍特-阿林(Sikhote-Alin)造山带，同中国境内的完达山造山带一起，是环太平洋增生造山带的重要组成部分，记录了古太平洋板块晚古生代至中生代对中国东北的俯冲历史(Kojima，1989;邵济安等，1991)。其主体由三叠纪-侏罗纪古太平洋板内的沉积岩-火山岩组成，受古太平洋板块俯冲作用影响，于晚侏罗世拼贴增生在布列亚-佳木斯-兴凯地块的东缘(Zhou et al.，2014;Sun et al.，2015)。

在白垩纪时，中国东北各地块已拼合完成，完达山-锡霍特-阿林造山带的主体也已经拼贴，在统一的大陆上发生了广泛而巨量的岩浆活动(林强等，1998;Jahn et al.，2000;张旗，2013)。前人已经对中国东北白垩纪岩浆活动完成了大量的高质量工作，结合近年新发表的关于俄罗斯滨海边疆区的资料以及作者对完达山地区白垩纪岩浆活动的研究，使得对这些岩浆活动的构造成因进行深入探讨成为可能。

额尔古纳-兴安-松辽-佳木斯地区白垩纪岩浆活动主要发生在早白垩世以及晚白垩世早期，145～88Ma。根据时空分布关系，可以划分为大兴安岭、松辽、伊春-佳木斯3个岩浆岩带(图 1)。大兴安岭岩浆岩带形成时代相对最早，岩浆作用主要发生在162～125Ma，主要出露火山岩，南部为满克头鄂博组、玛尼图组、白音高老组、梅勒图组(Wang et al.，2006;Zhang et al.，2010;Ying et al.，2010a)； 中部和北部为塔木兰沟组、吉祥峰组、上库力组、依列克得组等(Fan et al.，2003;Zhang et al.，2010;Ying et al.，2010b)，具有典型的双峰式特征。在松辽盆地，早白垩世火山岩研究样品主要来自于钻井岩心，以火石岭组、营城组火山岩地层为代表，夹有沙河子组含煤陆相碎屑沉积地层，火石岭组时代为129Ma左右(裴福萍等，2008)； 营城组流纹岩的形成时间为115±2Ma到109±2Ma(章凤奇等，2009； 徐岩等，2010； Zhang et al.，2011)。在伊春-佳木斯地区，伊春地区的美丰组玄武岩、粗面岩时代为106±2Ma(张明鹏，2010； 潘荣，2010)。在佳木斯地区，佳木斯双峰式岩墙群的时代为100±2Ma(Sun et al.，2013)； 鸡西地区的辉绿岩岩墙的 ⁴⁰ Ar-³⁹ Ar 年龄为100±4Ma(朱占平等，2009)； 双鸭山地区的辉长岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为98±2Ma(张磊等，2009)； 俄罗斯Khingan-Olonoi地区(Khingan-Okhotsk火山岩带)火山岩的 ⁴⁰ Ar-³⁹ Ar 年龄为100±1Ma(Sorokin et al.，2005)； 抚远地区的花岗斑岩锆石年龄为95～90Ma(于介江等，2013)。总之，额尔古纳-兴安-松辽-佳木斯地区白垩纪岩浆活动具有从西向东由老变新的演化趋势，揭示了岩浆活动从西向东的迁移，迁移速率大约为1.8cm/a。

图 1

数据来源： Sorokin et al.，2005;程瑞玉等，2006;Wang et al.，2006;Ji et al.，2007;Zhang et al.，2008，2010;裴福萍等，2008;王璞珺等，2009;张磊等，2009;朱占平等，2009; Yu et al.，2009;Ying et al.，2010a，2010b;Zhang，2010; Zhang et al.，2011;徐美君等，2011; 孟恩等，2011;孙德有等，2011;王建国等，2013;于介江等，2013;刘阁等，2014;Jahn et al.，2015;Ren et al.，2016 图 1 中国东北及俄罗斯滨海边疆区晚侏罗世至古近纪初岩浆活动时空分布特征 Figure 1 Spatial and temporal distribution of Late Jurassic to Paleogene magmatism in NE China and Russia Primorye

岩石地球化学特征方面，区内145～88Ma岩浆活动具有相似的特征(表 1)。火山活动以裂隙式喷发为主，边界受断裂带控制，往往形成于负地形，充注于盆地中，形成火山岩地层，并与沉积地层互层。岩浆岩具双峰式岩浆活动特征(林强等，2003； 张吉衡等，2006； Sun et al.，2013； 刘阁等，2014)，并出现Ⅰ型-A型花岗岩组合(Wu et al.，2002，2003；林强等，2004； 李竞妍等，2014)。大兴安岭南部钠闪石流纹岩(王建国等，2013)，中部的吉祥峰组、上库力组(徐美君等，2011； 孟恩等，2011)，松辽盆地营城组(Zhang et al.，2011)，佳木斯地区松木河组(Sun et al.，2013)等，都具有A型(铁质，Frost and Frost，2011)花岗岩的地球化学特征，暗示相对贫水的环境，可能与幔源岩浆底侵作用有关。幔源岩浆岩则普遍具有软流圈地幔的贡献(Zhang et al.，2010)，佳木斯地块100Ma辉绿岩-流纹岩中的锆石Hf(t)值最高达+16(孙明道，2013)。依据岩浆岩的特征、结合区域盆地演化的历史可以判定，额尔古纳-兴安-松辽-佳木斯地区145～88Ma岩浆活动形成于板内伸展的构造环境。

表 1

表 1 中国东北及俄罗斯滨海边疆区白垩纪岩浆活动特征及构造环境 Table 1 Cretaceous igneous rocks and tectonic implications of NE China and Russia Primorye 区域 额尔古纳-兴安-松辽-佳木斯 完达山-锡霍特-阿林-延边 位置 大陆板内 大陆边缘 基底岩石 成熟大陆地壳新元古代-寒武纪岩浆岩-变质岩 不成熟大陆地壳晚古生代-中生代增生杂岩 时空分布规律 早期(145～88Ma)从西向东由老变新岩浆岩带迁移速率约1.8cm/y晚期(88～65Ma)岩浆活动极少 从西向东由老变新岩浆岩带迁移速率约0.5cm/y 特征岩石组合 早期双峰式岩浆活动为主，玄武岩、I型、A型花岗岩类； 晚期OIB型玄武岩 中酸性岩为主，高镁安山岩、埃达克岩、I型、S型花岗岩类 岩浆系列 早期钙碱性为主，少量碱性晚期碱性-拉斑 钙碱性系列 地球化学特征 早期岩浆弧型，晚期洋岛型(OIB-type) 均为岩浆弧型 幔源岩浆 有软流圈地幔贡献 富集岩石圈地幔 火山岩产状 裂隙式喷发为主 中心式喷发为主 喷发时所处地貌 负地形，与沉积地层互层 正地形，不与沉积地层互层 构造体制 早期伸展，晚期挤压 挤压 构造分类 弧后 大陆弧

表 1 中国东北及俄罗斯滨海边疆区白垩纪岩浆活动特征及构造环境 Table 1 Cretaceous igneous rocks and tectonic implications of NE China and Russia Primorye

晚白垩世中后期，区内岩浆活动十分微弱，壳源以及具弧型“arc-like”地球化学特征的岩浆岩消失，仅出现极少量的OIB型玄武岩(张辉煌等，2006； Kuang et al.，2012； Xu，2014)。尽管这些OIB型的玄武岩不能用来判别区域构造是伸展还是挤压，但是沉积盆地演化历史显示(Zhang et al.，2015； Song et al.，2015； Wang et al.，2016)，晚白垩世-88Ma之后，区内处于构造挤压的背景。

完达山-锡霍特-阿林-延边地区白垩纪岩浆岩的主体时代为～130～65Ma(程瑞玉等，2006； Jahn et al.，2015； Grebennikov et al.，2016； Ren et al.，2016)。完达山地区早白垩世高镁安山岩中的捕获锆石定年结果显示，岩浆活动至少在～145Ma时就已经开始(孙明道，2016)。时空分布上也具有从西向东由老变新的规律(图 1)。如 表 1所示，区内岩浆活动与额尔古纳-兴安-松辽-佳木斯地区显著不同。火山活动以中心式喷发为主，火山岩多具有盾状、帽状、锥状的分布特征，往往形成于正地形上，不与沉积地层互层； 受剥蚀作用影响，形成由外至内从火山岩、次火山岩到侵入岩的环状结构； 侵入岩常形成复式岩体，受后期热液活动影响，伴生有铜、金成矿(Ren et al.，2016)。岩性上以酸性岩为主，少量中性岩，不具有双峰式岩浆活动特征。特征岩浆岩组合为高镁安山岩、埃达克岩、Ⅰ型-S型花岗岩等(孙明道，2016)。幔源岩浆岩主要来自岩石圈地幔，岩石和矿物组合特征反应了相对富水的环境。火山岩的产状、岩石组合特征等暗示了挤压的构造背景。结合空间位置关系、岩石组合及地球化学特征，认为完达山-锡霍特-阿林-延边地区白垩纪岩浆活动形成于大陆弧。

Uyeda和Kanamori(1979) 将大洋俯冲作用划分为2种基本的类型，一类为年轻洋壳俯冲形成大陆弧，以智利为代表，俯冲角度较小，弧后大陆挤压(图 2a)； 另一类为年老洋壳俯冲形成岛弧，以马里亚纳岛弧为代表，俯冲角度较大，弧后洋盆伸展(图 2b)。Defant和Drummond(1990) 指出，年轻洋壳俯冲也可以形成岛弧并发育埃达克岩，如阿留申岛弧(图 2c)。

图 2

参考自Uyeda and Kanamori，1979;Defant and Drummond，1990 图 2 大洋俯冲的基本类型 Figure 2 Fundamental types of oceanic subduction

中国东北及邻区早白垩世活动大陆边缘具大陆弧以及弧后伸展，空间分布特征显示与古太平洋板块俯冲有关。然而，其早白垩世俯冲作用显然并不属于前面3种大洋俯冲类型，因此可能构成第4种基本类型，即年老洋壳俯冲形成大陆弧(图 2d)。由年老洋壳俯冲形成的大陆弧在现代地球上基本不存在，难以用将近论古的思维研究。如 图 2所示，年轻洋壳的俯冲通常不能将大量水带入被俯冲板块内部的地幔中，俯冲深度在300 km左右，只形成一个岩浆活动中心； 年老洋壳的俯冲能够将大量的水带入到板内，俯冲深度近700 km，可到达并滞留于地幔转换带(Kuritani et al.，2011)，形成弧和弧后2个岩浆活动中心。

年老洋壳俯冲形成大陆弧在地质历史上显然并不总是罕见的，在超大陆的裂解过程中，这种大洋俯冲类型可能扮演了重要的角色。年轻洋壳俯冲形成的岩浆活动集中在大陆边缘，而年老洋壳的俯冲及后撤才能够将水带入大陆内部之下的地幔并引起板内伸展断陷； 年轻洋壳缺少足够的时间沉积大量沉积物和发育大量海山，而年老洋壳的俯冲及增生才能在大陆边缘形成宽广的增生型造山带。这可能解释了为什么超大陆内部的断陷和裂解总是和超大陆周缘的初始俯冲和增生型造山作用共生(Cawood et al.，2016)。

中国东部及邻区晚白垩世中晚期可以与智利型大陆弧对比，弧后地区逐渐转变为构造挤压，松辽盆地由弧后伸展断陷盆地转变为弧后前陆盆地(Zhang et al.，2015;Song et al.，2015;Wang et al.，2016)，暗示了俯冲洋壳由老变新的过程。受俯冲后撤作用以及俯冲洋壳变年轻影响，俯冲无法为板内提供大量的水，板内岩浆活动类型也如前所述发生了转变。俯冲洋壳逐渐变年轻的过程与Seton等(2012) 对全球板块构造的复原十分吻合。

在～88Ma之后，古太平洋板块俯冲仍然可以引起大陆弧岩浆活动，但已经不能对板内岩浆活动产生贡献，这时离其洋中脊俯冲可能还有～30Ma(Seton et al.，2012)。对二叠纪末的古亚洲洋和侏罗纪末的鄂霍茨克洋这些濒临消失、洋中脊距离大陆边缘已经很近的大洋来说，其俯冲的洋壳极其年轻，能否还为大陆板内地区的岩浆活动提供贡献，值得进一步研究。

致谢: 感谢特邀主编许文良教授的邀请及评审，陈汉林、杨树峰、章凤奇三位老师对本文观点早期的形成起到了重要作用。谨以此文深痛悼念江博明先生。