黑龙江佳木斯地块主要由麻山杂岩、黑龙江杂岩和一些晚古生代花岗岩组成(图 1)。在以往的研究中, 麻山杂岩(或麻山群) 往往被当作一个整体, 认为其经受了中-高级/中-低压类型的变质作用, 麻山群孔兹岩系主期变质作用在区域上可以划分出角闪岩相和麻粒岩相两个变质带, 区域上不同的变质级别被当作变质分带的结果(如姜继圣, 1992), 麻粒岩相带内的岩石先后经历了低角闪岩相-高角闪岩相-麻粒岩相变质等不同的递增变质阶段。事实上, 从变质程度上可分出至少两种类型, 一种为麻粒岩相变质部分, 如鸡西西南柳毛石墨矿附近的麻山杂岩；另一部分仅达角闪岩相变质, 如桦南和萝北附近的麻山杂岩。刘静兰(1988)提出麻山地区变质岩系的原岩和变质作用特征均不同于佳木斯地块范围内其他地区的原麻山群, 鸡西麻山群是高级变质区, 其余麻山群相当于花岗-绿岩带。

图 1

Fig. 1

图 1 麻山杂岩地质简图(据吴福元等, 2001修改) 1-麻粒岩相麻山杂岩；2-角闪岩相麻山杂岩；3-黑龙江杂岩；4-石炭纪花岗岩 Fig. 1 Schematic geological map of the Mashan Complex, Heilongjiang Province (revised after Wu et al., 2001) 1-Mashan Complex of granulite facies; 2-Mashan Complex of amphibolite facies; 3-Heilongjiang Complex; 4-Carboniferous granite

通过实际观察, 我们注意到, 两种变质类型可表现出完全不同的变质、深熔作用特点。本文即试图区分这两种变质作用, 并对其所代表的地质意义分别讨论。

黑龙江鸡西市西南方向麻山、柳毛一带产出一套富含石墨、夕线石等非金属矿物的变质岩系, 日人浅野五郎(1941, 转李德荣和党延松, 1993) 将其命名为麻山统, 认为可与印度、斯里兰卡等地的孔兹岩系进行对比。中国科学院黑龙江流域综合考察队(1963)小兴安岭分队1956-1959调查期间将其改称麻山群(转吴昌华, 1996)。黑龙江省区域地质志(1993)将鸡西-林口地区的含石墨富铝的麻粒岩相变质岩系称为麻山群, 地层典中将其归入古元古代, 并称之为麻山岩群(吴昌华, 1996), 其主要的变质事件发生在约500Ma之前(Wilde et al., 2001)；而将勃利-萝北地区(大盘道地区) 以黑云斜长变粒岩夹含磁铁石英岩为主的变质岩系称兴东群, 经历了早古生代花岗岩活动(吴福元等, 1999；Wilde et al., 2003；刘建峰等, 2005) 和500 Ma (晚泛非期) 的变质作用(温泉波等, 2008)。

麻山群和兴东群之间相隔3~5km的花岗岩带, 尽管两地均有石墨矿, 但彼此的变质岩石组合、原岩建造、变质作用、花岗岩类型和构造变形样式均有明显差异。鸡西-柳毛地区为轴向近东西的复背形构造, 核部变质程度最深, 已达麻粒岩相(姜继圣, 1992；卢良兆等, 1996)。而勃利-林口地区则为近南北向的片麻岩穹窿(花岗质片麻岩穹窿区), 穹窿区内部属低角闪岩相(黑云母-白云母±夕线石±石榴子石±石墨), 周边则为低压绿片岩相, 以片岩为主, 靠近花岗片麻岩局部可见石榴子石、夕线石和红柱石(黑云母-白云母±石榴子石±十字石±红柱石)(卢良兆等, 1996)。1：20万区调和一些研究把二者统归麻山群。然而, 这些岩石中强烈的构造置换和改造表明, 简单的地层层序概念不能适用于该区的研究, 为此, Wilde et al.(2001)把鸡西麻山群(或狭义麻山群, 下称鸡西麻山杂岩)、花岗质片麻岩穹窿区和兴东群统称“麻山杂岩”。

在兴凯地块中, 位于虎林市虎头镇的杂岩主要由麻粒岩相变质的夕线石榴片麻岩、碳酸盐岩、长英质片麻岩和石榴花岗岩组成, 其中主体岩石(超过70%) 为石榴花岗岩。虎头镇的杂岩在岩石建造、变形-变质性质及时代等方面与麻山杂岩非常一致, 因此, 虎头杂岩被认为是麻山杂岩的一部分。兴凯地块是与佳木斯地块相互关联的统一地质体(Wilde et al., 2008；Zhou et al., 2010a, b；周建波等, 2011), 在这里虎头杂岩一并当作麻山杂岩的一部分对待。

从变质作用的强度来看, 麻山杂岩可分出两种类型的变质：麻粒岩相和角闪岩相, 其中麻粒岩相变质限于鸡西-穆棱-牡丹江-林口-勃利之间(袁庭佐和马家骏, 1992), 其余的麻山杂岩基本为角闪岩相变质。研究发现, 这两种类型的变质相不仅在变质程度上有所差异, 在变质-深熔类型等方面亦有重大不同。

以孔兹岩系为主的麻粒岩相带主要分布在鸡西地区的西麻山、柳毛、三道沟、滴道等地, 在勃利及林口以西也有少量出露(姜继圣, 1992), 在花岗岩中可见麻粒岩相片麻岩包体(图 2a, b)。该带最主要的特征是紫苏辉石、富钙方柱石、硅灰石、柱晶石和堇青石等一些高温变质矿物的出现, 变泥质岩中出现夕线石-钾长石和堇青石-紫苏辉石组合(图 3a), 石榴子石、夕线石和石英可反应生成堇青石-尖晶石(图 3b)。麻粒岩相变质成因堇青石、钾长石之后出现与混合岩化作用有关的熔体结晶结构, 如斜长石自形晶及钠长石净边(图 3c)。常见退变质叠加改造, 如麻山区北部可见早期夕线石榴钾长片麻岩矿物组合(夕线石-石榴子石-堇青石黑±云母石英-磁铁矿) 被晚期组合黑云母-石英-绿泥石所叠加(图 3d)；在晚期叠加组合中, 可形成特征的蠕英石、钠长石净边结构(图 3e), 早期变质矿物石榴子石、夕线石被后期花岗质熔浆所溶蚀(图 3f)。

图 2

Fig. 2

图 2 麻山杂岩的花岗岩中可见麻粒岩相片麻岩包体 (a)-约500Ma花岗岩中产出夕线石榴尖晶堇青片麻岩包体, 余庆村北；(b)-约256Ma花岗岩中产出夕线石榴片麻岩包体, 楚山岩体 Fig. 2 Granulitic enclaves in granites of the Mashan Complex (a)-enclave of sillimanite-garnet-spinel-cordierite gneiss in the ca. 500Ma granite; (b)-enclave of sillimanite-garnet-spinel gneiss in the ca. 256Ma Chushan Mt granite

图 3

Fig. 3

图 3 麻山杂岩的显微结构--早期高级变质与相关的花岗岩 (a)-高级变质片麻岩, 经历了无水深熔作用形成夕线石、石榴子石和钾长石(M20-4, 三道沟)；(b)-片麻岩包体中夕线石转化为堇青石-尖晶石后成后成合晶(symplectite)(MS25-1, 余庆村北, 参见图 2a)；(c)-深熔成因石榴子石、钾长石和熔体注入成因斜长石(斜长石自形晶及钠长石净边(albite-rim))-钾长石共存于同一薄片内(M28-6, 林口南)；(d)-后期花岗岩侵入造成早期片麻岩中石榴子石转化为黑云母(MS15-8, 桥西)；(e)-兴凯期花岗岩中的石榴子石捕虏晶(XK15-1, 虎头北采石场)；(f)-兴凯期花岗岩中的石榴子石、夕线石捕虏晶(XK14-5, 虎头北采石场) Fig. 3 Microphotographs of the Mashan Complex: Earlier high-grade metamorphics and related granite (a)-Sil-Grt-Pl-Kfs of anatexitic origin, without Ab-rim, in the high-grade gneisses; (b)-Sil retrograde to Crd-Spl symplectite, enclave gneiss, see Fig. 2a; (c)-Grt-Kfs of anatexitic origin and Kfs-euhedral Pl with albite-rim of melt origin in the high-grade metamorphics; (d)-Grt altered to Bt in late granite; (e)-Kfs-euhedr Pl-rim assemblage after Sil-Grt-Pl-Qtz in the Xingkai Grt granite; (f)-Kfs-Pl association after Sil-Grt-Bt-Qtz in the Xingkai Grt granite

该麻粒岩相变质的温度范围大致可以通过Hbl+Qtz=Opx+Cpx+Pl+H₂O, Bt+Qtz=Hy+Kfs+H₂O以及Grt+Sil+Qtz=Crd的反应曲线判定(矿物缩写采用Kretz, 1983的方案)。通过Grt-Bt和Cpx-Opx温压计估算出峰期变质温度约达800~850℃, 压力为0.74GPa, 并具有顺时针的变质PTt轨迹, 而由石榴子石-堇青石压力计计算的压力只有0.45~0.50GPa, 表明在堇青石结晶期间, 压力显著降低(姜继圣, 1992)。

在佳木斯地块北部地区以角闪岩相变质为主(图 1), 主要分布在鸡西地区的石场、龙山以南至吉祥、光义等地, 在林口县大盘道、萝北、桦南、牡丹江以及依兰县城倭肯河桥头也有出露, 绝大部分属于低角闪岩相, 局部高角闪岩相。变质泥质岩中普遍含红柱石、夕线石和石榴子石, 长英质片麻岩尤其是混合岩中具有黑云母-斜长石-石榴子石±角闪石, 且有黑云母→角闪石→石榴子石的形成顺序(图 4a, b)。少量出现的斜长角闪岩基本产出于角闪岩相变质区, 而不是麻粒岩相变质区。

图 4

Fig. 4

图 4 麻山杂岩的显微结构--混合岩及晚期花岗岩 (a)-混合岩中黑云母被角闪石包裹, 显示前者向后者的转化(MS21-1, 林口北)；(b)-与混合岩相伴的基性变质岩中角闪石沿边缘形成石榴子石, 后者又经受退变改造(MS18-11, 大青背)；(c)-晚期富钾长石脉体附近角闪石退变为帘石-榍石(HS38-6, 火石山)；(d)-晚期富钾长石脉体近件单斜辉石退变为角闪石(HS38-8, 火石山)；(e)-二叠纪花岗岩中石榴子石-夕线石片麻岩退变为二云母(M27-1, 楚山岩体中的片麻岩包体, 参见图 2b)；(f)-二叠纪花岗岩中钾长石包裹自形斜长石(M27-3, 楚山岩体) Fig. 4 Microphotographs of the Mashan Complex: Migmatite and late granite (a)-Bt transformed to hornblende in migmatite; (b)-Hbl-Pl to Grt-Tit-Ep in migmatite; (c)-Hbl-Bt-Pl transformed to Ep-Tit near the late Kfs-rich vein; (d)-Cpx to Hbl-Qtz near the Kfs-rich vein; (e)-Grt-Sil altered to Bt-Ms in enclave gneiss in Permian granite, see Fig. 2b; (f)-euhedral plagioclase in K-feldspar in Permian granite

高、低角闪岩相变质温度分别约为650℃和500~550℃、变质压力为0.6~0.7GPa, 相应矿物组合在变质峰期期间保持稳定(曹熹等, 1992；柴进和刘树友, 1992)。

在麻山杂岩的麻粒岩相变质部位, 发育特征的与高级变质有关的脱水深熔作用, 具体表现为形成细窄的浅色条带、和谐状浅色体, 富石英、钾长石, 贫斜长石, 即石英+钾长石±斜长石±黑云母±石榴子石组合(任留东等, 2010, 图 3a)：

(1)

水缺乏的熔融温度远高于固相线之上, 主要涉及含水矿物如白云母、黑云母和角闪石的分解, 所形成的熔体量可以达到30%以上(Clemens, 1984), 大大超过流体相存在情况下形成的熔体。

地壳中大多数花岗岩的产生与脱水熔融反应有关, 但这种反应多发生在高角闪岩相-麻粒岩相变质条件下, 往往伴随部分或多数上述无水“干”矿物的出现(Brown, 2007)。特征是出现大量的石榴子石、堇青石、辉石和钾长石, 即典型的无水深熔作用(Kriegsman, 2001), 由于深熔所需要的水来自于含水矿物的分解, 相应形成的熔体通常少水或缺水, 钾长石-斜长石之间可有蠕英石, 不见钠长石净边, 如东南极拉斯曼丘陵(任留东等, 2009) 和华北克拉通北缘孔兹岩带高级变质的情形(Santosh et al., 2007)。只有当花岗岩较富水时, 才会形成典型的钠长石净边结构(任留东等, 2010；Ren et al., 2012)。因此, 麻山杂岩中具有斜长石的钠长石净边结构的早古生代花岗岩不是来自于与高级麻粒岩相变质有关的无水深熔作用, 而是相对独立的后期花岗岩侵位活动。花岗岩的侵入还可使麻粒岩相变质组合产生退变质改造(图 3d-f)。

在麻山杂岩的角闪岩相变质部位, 则发育有水深熔作用和大量的混合岩化作用。因体系中有一定量的水, 在稍低温(如低于700℃时)、有流体存在的条件下可以发生一致熔融(Johannes and Holtz, 1996；Watkins et al., 2007)：

(2)

但此时所形成的熔体多为奥长花岗质, 而无Kfs+Sil+Bt共生(Patino Douce and Harris, 1998；Zeng et al., 2005)。钾长石较少时则发生如下反应：

(3)

该反应发生的温度比(2) 高不到50℃, 并可涉及到黑云母的分解：

(4)

此反应实际与有水深熔作用(Mogk, 1992) 相当(图 4a)：

(5)

普遍存在的侵入接触关系及退变质反应结构表明, 多数花岗岩的就位不是源于原地深熔作用, 而是外来岩浆的注入活动, 如牡丹江市东北方向(青梅镇大青背) 含榴黑云角闪片麻岩(MS18-2) 中, 具有石榴子石-角闪石-黑云母-斜长石-石英组合(图 4a, b), 与其相伴的花岗质脉体中斜长石可具自形晶, 反映了典型的岩浆结构特征(Zeck, 1970；Vernon, 1988), 这种岩浆注入以早古生代花岗岩-混合岩为主(任留东等, 2010), 也不排除晚古生代花岗岩沿早期片麻理的注入形成浅色脉体, 如柳毛南约20km东麻山三道沟细粒花岗岩(264±8Ma) 侵位于黑云花岗片麻岩(DM1, 岩浆年龄523±8Ma) 中(Wilde et al., 2003)；虎林县火石山角闪透辉钾长片麻岩(06-H15) 中除约500Ma前的岩浆-变质记录外, 尚有约260Ma的岩浆锆石年龄, 后一数据被解释为碎屑锆石的年龄, 原岩的沉积作用晚于此时间(Zhou et al., 2010a)。实际上, 该片麻岩最高已达高角闪岩相变质, 除黑龙江片岩外, 晚古生代以来佳木斯地、兴凯地块尚没有高角闪岩相变质的报道, 结合野外产状及镜下岩浆结晶结构推断, 该年龄很可能为晚古生代花岗岩岩浆的注入并结晶的锆石所致, 花岗质岩浆侵入的同时, 对早期高角闪岩相变质岩叠加了低角闪岩相的退变质作用(图 4c, d)。

麻山杂岩中花岗岩主要有两期活动：530~500Ma和270Ma (吴福元等, 1999；2001)。在柳毛-石场一带和新龙爪等地, 花岗岩、混合花岗岩和麻粒岩与高角闪岩相岩石密切共生(黑龙江省地矿局, 1993)；在柳毛、虎头地区局部的混合花岗岩中可含紫苏辉石, 大多数部位表现为中-高级变质岩孤立于530~500Ma的花岗岩之中(图 2a, b), 使得麻山杂岩中变质岩的分布显得支离破碎。晚古生代花岗岩在麻山杂岩中大量分布(270~254Ma, 吴福元等, 2001), 该期花岗岩属Ⅰ型(火山弧型花岗岩), 可能与黑龙江片岩高压蓝片岩相变质作用之前的岛弧活动有关。晚古生代花岗岩的隆起使得黑龙江片岩仅在其边缘出露。该花岗岩对麻山杂岩也有明显的肢解作用(图 2b) 和退变质叠加改造(图 4e)。

由于多种类型、不同时代花岗岩的产出, 使得麻山杂岩中花岗岩与中-高级变质岩之间的关系较为复杂, 而其间关系的确定对于该区同位素年代的解释、地质演化史的建立均具有重要意义。

通过大量的锆石SHRIMP及LA-ICP-MS年龄测定与分析(表 1), Wilde et al.(1997, 1999, 2001, 2003, 2010) 和Zhou et al.(2010a, b) 认为, 麻山杂岩中早古生代花岗岩形成于530~510Ma, 随后发生510~500Ma的麻粒岩相变质作用, 即先发生岩浆活动, 之后才有主期变质作用。周建波等(2011)进一步总结, 在东北地区广泛分布的泛非期岩浆作用可大致分为两期：550~510Ma的石榴花岗片麻岩和500~460Ma的块状花岗岩侵入体。其中550~510Ma的石榴花岗片麻岩主要分布在佳木斯、兴安和兴凯地块。在虎头地区的石榴花岗片麻岩样品的岩浆锆石加权平均²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为522Ma和515±8Ma, 锆石中变质边缘记录的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄为510~500Ma, 即石榴花岗片麻岩亦遭受了~500Ma变质事件的改造。也就是说, 兴凯地块中的虎头杂岩记录了早古生代岩浆和变质事件, 并与西部佳木斯地块麻山群的年龄相吻合, 据此认为兴凯地块与佳木斯地块具有相同的泛非期变质基底(Zhou et al., 2010a, b)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 麻山杂岩早古生代SHRIMP年龄 Table 1 Collection of geochronological data of the Phanerozoic of the Mashan Complex 岩性 样品号 产状 年龄(Ma) 备注 解释 来源 石榴麻粒岩 M1 柳毛石墨矿西部 502±8 变质峰期年龄 Wilde et al., 2001 含石榴石花岗岩 M3, 位于M1内的深熔脉体 柳毛石墨矿西部 502±10 变质年龄 Wilde et al., 1997；2001 片麻状变闪长岩 M4 柳毛石墨矿西约2km 498±7 (核部1460~530Ma) 麻粒岩相变质 Wilde et al., 2001 伟晶岩 M5, 弱变形, 侵入麻山杂岩 柳毛石墨矿西约1km 530±11或500±15 前者弱振荡环；后者为平均值 岩浆 Wilde et al., 2003 黑云花岗片麻岩 DM1 柳毛南约20km的三道沟 498±16;523±8 上交点年龄；具振荡环 变质；岩浆 Wilde et al., 2003 钾长斑状花岗岩 00-SAW-204 佳木斯西南约30km 497±5;515±8 均质-模糊环；具振荡环 变质；岩浆 Wilde et al., 2003 夕线石片麻岩 96-SAW-012 三道沟夕线石矿 496±8 变质 Wilde et al., 2001 夕线石片麻岩 96-SAW-042 西麻山东北约2km 490±15 变质 Wilde et al., 2001 石榴石麻粒岩包体 96-SAW-034 西麻山 500±9 变质 Wilde et al., 2001 石榴石花岗岩 96-SAW-033 西麻山 507±12;~525至~515 变质；岩浆 Wilde et al., 2001 夕线片麻岩 06H-12 虎头镇西北3km rim-490±4 Detrital-900 to 700Ma 变质 Zhou et al., 2010b 夕线石榴花岗片麻岩 06H-13 虎头镇乌苏里江边 核部522±5;边部510±7 蚀变边 岩浆; 变质 Zhou et al., 2010b 夕线石榴花岗片麻岩 06H-14 06H-13东北约1km 515±8 无蚀变边 岩浆 Zhou et al., 2010b 花岗斑岩 FW04-202 虎头镇郊区 518±7; 499±10 锆石结构上难以区分 岩浆; 变质 Wilde et al, 2010 花岗斑岩 FW04-207 虎头镇以西 491+4 麻粒岩相变质 Wilde et al, 2010 混合岩中花岗岩条带 M24-6 穆棱市南坨子沟 492.5±3.8 振荡环 岩浆 任留东等, 2011 片麻状浅色花岗岩 MDJ-62 牡丹江 477±9; 486±3 变质；岩浆 颉颃强等, 2008a, b

表 1 麻山杂岩早古生代SHRIMP年龄 Table 1 Collection of geochronological data of the Phanerozoic of the Mashan Complex

通过分析测定柳毛石墨矿西约1km侵入麻山杂岩的弱变形伟晶岩(M5), Wilde et al.(2003)给出500±15Ma的年龄, 这实际上是多种类型年龄数据的总平均值, 具有弱振荡环带的测点仅给出530±11Ma的相对集中年龄。柳毛南约20km东麻山三道沟黑云花岗片麻岩(DM1) 的锆石振荡环带部位给出的年龄为523±8Ma, Wilde et al.(2003)认为其代表早期岩浆侵位时代, 而其中的498±16Ma为上交点年龄, 被解释成后期变质年龄。佳木斯西南约30km的钾长斑状花岗岩(00-SAW-204) 具振荡环带锆石年龄为515±8Ma, 属岩浆结晶时代, 497±5Ma的数据则测自深色、均质、具模糊环带的锆石部位, 被Wilde et al.(2003)解释为变质年龄。Zhou et al.(2010b)在采自乌苏里江边的夕线花岗正片麻岩(06H-13) 中获得锆石核部年龄522±5Ma (MSWD=0.38), 边缘510±7Ma, 分别被解释为岩浆、变质时代。

上述资料中, 关于岩浆年龄的解释非常合理, 而变质年龄均来自于较深色的锆石(铀含量高) 或经过重结晶的岩浆锆石, 可能有较大的不确定性。其实, 对于上述资料中的锆石年龄数据, 我们还可给出不同的解释。因为, 上述变质-花岗岩年龄关系与我们的实际观察并不一致。不论野外产状(图 2a, b；任留东等, 2010) 还是镜下显微结构均显示早期脱水麻粒岩相变质作用(M₁) 和深熔产物以残留体裹挟于花岗岩中, 后期的花岗岩浆活动对早期变质岩进行了退变改造, 即麻粒岩相变质在先、花岗岩在后, 如虎头镇附近具有石榴子石、夕线石捕虏晶的花岗岩中的斜长石可有钠长石净边结构(图 3e), 夕线石-石榴子石被花岗岩包裹, 显示高级变质之后又有花岗岩岩浆活动。具明显斜长石净边结构的花岗岩水含量较丰富, 不大可能是由高级麻粒岩相变质晚期的无水深熔作用所形成。另外, 所测锆石基本为岩浆成因, 锆石的边缘很可能是含水花岗岩结晶过程中由于自身水热蚀变造成的自变质作用(Corfu et al., 2003) 形成的, 应为岩浆晚期造成的锆石边缘；或者属于岩浆晚期重结晶的锆石边, 而不是花岗岩之前的麻粒岩相变质的产物, 如虎头含榴花岗片麻岩锆石的边缘给出510±7Ma (Zhou et al., 2010b)。此外, 对于一些典型的变质锆石, 如西麻山麻粒岩包体(M₁) 的球形变质锆石年龄502±8Ma与围岩石榴花岗岩脉体(M3, Wilde et al., 2001) 的岩浆锆石年龄502±10Ma几乎相同, 但是其未必代表麻粒岩相变质作用的时代, 可能与花岗岩峰期或其后的流体活动有关, 因为, 根据Schaltegger et al.(1999)的研究, 在富流体角闪岩相条件(约700℃, 远低于锆石的封闭温度) 下, 由于锆石晶格的退火或非均质化学交代引起的重结晶作用, 可使麻粒岩相变质成因的锆石给出更为年轻的重启年龄。Zhou et al.(2010b)已经从含夕线石榴花岗岩岩浆锆石、变质锆石在Th/U比值和年龄方面的重叠探讨了岩浆锆石同位素体系被变质重启的可能性。实际上, 西麻山石榴石花岗岩(96-SAW-033, Wilde et al., 2001) 中的锆石内核(点33-11, Th/U=0.50, 481±8Ma) 与外缘(点33-12, Th/U=0.09, 487±8Ma) 的年龄基本一致, 的确反映了锆石年龄后期改造的可能性。

从野外、显微镜下两方面的信息来看, 在变质之后依次侵位含榴花岗岩(~530Ma) 和钾长斑状花岗岩(518~515Ma), 麻山杂岩的高级变质作用时代应老于花岗岩的结晶年龄, 即大于530Ma；实际上, 花岗岩中夕线石榴堇青片麻岩包体(96-SAW-034) 的500±9Ma“变质年龄”(Wilde et al., 2001) 与围岩花岗岩年龄极为接近, 可能由于被后期侵位的花岗岩岩浆重置, 所获变质锆石测年结果与花岗岩结晶年龄基本一致。从表 1可以看出, 石榴花岗岩集中于约530Ma, 钾长斑状花岗岩518~515Ma, 花岗岩峰期或其后的流体活动峰期发生在约500Ma, 从而造成麻粒岩相(球形) 锆石年龄也集中于此时期。

至于早古生代花岗岩、混合岩及相关的兴东群中-低压角闪岩相变质作用, 我们注意到, 混合岩中的变质岩条带与相对浅色花岗岩脉体往往具有非常相似的矿物组合, 如Bt-Pl-Kfs±Hbl-Qtz-Ep-Tit, 区别在于变质条带具典型的片麻状构造, 而花岗质脉体具花岗结构和熔体结晶的特征, 表明这些角闪岩相变质基本受花岗岩的限制或二者基本同时。测定花岗岩或注入式混合岩的年龄即可限定变质作用的时代, 如穆棱市河西三兴村麻山群混合花岗岩(M24-6) 锆石具核-边结构, 锆石核部具典型的岩浆环带特征, 边缘则很窄。锆石结晶年龄493±4Ma (任留东等, 2010)。花岗岩中约500Ma的独居石测年结果(温泉波等, 2008) 可能代表了角闪岩相变质作用的年龄, 同时反映了花岗岩本身的结晶时代。

穆棱市河西乡片麻状花岗岩的年龄486±3Ma反映了混合岩化的时代, 锆石边部477±9Ma被认为代表变质事件的年龄(颉颃强等, 2008a)；牡丹江市以南50 km的钾长花岗岩形成于461±6Ma, 并受到437±7Ma的变质改造(颉颃强等, 2008b)。根据岩相观察及锆石形貌分析, 这里锆石边部的年龄既可能代表角闪岩相变质事件的产物, 也有可能是岩浆自身活动如自变质的结果。因为, 麻山杂岩在早古生代似乎难以发生诸如约500Ma、477±9Ma和437±7Ma多次变质事件, 比岩浆结晶年龄稍晚的年龄很可能亦代表了岩浆晚期自变质的时代或无意义的重启年龄。

总之, 麻山杂岩中不同变质作用伴随不同时代的花岗岩, 高级麻粒岩相变质作用多伴随550~510Ma的石榴花岗片麻岩, 花岗岩的形成与高级变质-深熔作用没有直接联系, 而中级角闪岩相变质作用则与500~460Ma的块状花岗岩侵入体密切相关。高级变质作用老于530Ma, 中级变质作用约500Ma。至于高级区是否有500~460Ma的花岗岩、中级区是否有550~510Ma的花岗岩则需要进一步研究。

关于麻山杂岩的最新研究, 均强调早古生代岩浆活动在先、变质作用在后(Wilde et al., 1997, 1999, 2001, 2003；Zhou et al., 2010a, b；周建波等, 2011)。与此顺序相对应, Wilde et al.(1999)提出较晚的变质作用以降压分解和冷却为特征, 并起因于岩浆结晶作用和峰期后的岩石圈拆沉, 由此导致温压的降低。并强调, 温度最大时压力只有0.5~0.6GPa (中压) 的事实表明, 岩浆的贯入(而不是地壳加厚) 是产生麻山群高温变质作用的原因。Lennon (1996)和Lennon et al.(1997)还得出麻山群的进、退变质作用PTt轨迹相当接近, 既可以说是弱的顺时针, 也可以说是反时针, 即较为复杂的PTt轨迹。Wilde et al.(1999)推测这种PTt轨迹起因于构造加厚期间的温压上升, 且在后期卸载期间温度达到最大值。由各种退变结构显示的快速冷却和降压要求地壳的剥露并不是简单的地壳剥蚀, 而更重要的是构造剥蚀的结果(Cawood et al., 1995), 可能是由于加厚岩石圈底部的移离及沉入软流圈, 导致造山带的快速上升与造山带崩塌(Dewey et al., 1993；Platt and England, 1994)。

由此可以看出, 对于一些基本地质事实的观察和判断将直接影响到对麻山杂岩构造过程的解释。我们的研究和分析表明, 与高级变质相关的脱水深熔作用形成的花岗岩非常有限, 早期的麻粒岩相变质属于顺时针PTt轨迹(姜继圣, 1992) 有较为可靠的岩相证据。麻山杂岩中的后期花岗岩化(包括混合岩化) 对先期变质岩的分布或产状具有重大影响, 可以说, 高级变质岩是一些花岗岩“海洋”中或大或小的包体, 在花岗岩浆侵位过程中的高级变质岩又遭受了明显的退变质改造。区域上广泛分布的花岗岩及混合岩化作用则是含水的, 与其相伴随的多是角闪岩相变质作用, 同时对早期的高级变质组合进行退变质改造, 而不是早期变质作用的降压冷却。早期麻粒岩相变质与后期混合岩化作用及角闪岩相变质作用应是相互独立的两个构造或热事件。

麻山杂岩的早古生代花岗岩虽然表现出一些S型花岗岩的特征, 但根据矿物组合、地化性质的综合分析, 更可能是富钾及钾长石斑晶的钙碱性花岗岩类, 属于Ⅰ型花岗岩(任留东等, 2010)。早期的高级变质作用-脱水深熔作用与随后的含水花岗岩的侵入之间必然伴随着构造性质的巨大改变, 尤其是突然大量生成含水花岗岩的构造背景将是下一步需要研究的问题。

东南极普里兹造山带出现于冈瓦纳古陆的内部, 相当于碰撞造山带(Zhao et al., 2003；Liu et al., 2006) 或陆内活动带(如, Yoshida et al., 2003), 该带主期变质略早于同期的岩浆活动, 在峰期变质之后的深熔形成一些花岗岩(Carson et al., 1997), 花岗岩中具有麻粒岩相变质矿物残留, 少有蚀变改造, 反映了花岗岩中较少的水分, 如东南极拉斯曼丘陵的进步花岗岩(516Ma)；而Amanda Bay的花岗岩(498±7Ma) 和Landing Bluff花岗岩(500Ma)(李淼等, 2007), 具有明显的斜长石自形晶、斜长石具钠长石净边；在Munnro Kerr花岗岩中还可见到黑云母向角闪石转化的结构, 均反映了花岗岩结晶过程中有相当量的水等挥发分(任留东等, 2010)。如其变质作用-花岗岩的先后顺序和转化与麻山杂岩的变质、花岗岩均较相似。不同的是, 南极地区后期花岗岩的规模较小、仅局部产出, 变质地质体中多保留早期的变质时代记录(550~530Ma, Wang et al., 2008；Liu et al., 2009)；而麻山杂岩中麻粒岩相变质后的含水花岗岩较多, 在区域上占主导地位, 早期的变质年龄不易保留。麻山杂岩变质-岩浆的关系尤其是峰期变质发生的时代有必要进一步探讨。

麻山杂岩的变质与混合岩化特征表明, 沿西伯利亚古陆南缘及中亚造山带内部的一些微陆块发生了与冈瓦纳陆块内泛非事件类似的构造-热-岩浆事件, 其锆石对于变质作用的记录与麻山杂岩十分类似(Salnikova et al., 1998, 2001；Gladkochub et al., 2008；李晓春等, 2009), 在变形-变质之后迅速发生了构造体系的转换, 形成大量的岩浆活动, 如在中亚造山带东部阿穆尔微陆块变质杂岩获得的U-Pb和Sm-Nd资料表明, 传统上认为的前寒武基底角闪岩相变质作用实际上发生在486±16Ma至444±10Ma, 并可与佳木斯地块相对比(Salnikova et al., 2001)。

已有人提出, 中亚造山带部分微陆块属于东冈瓦纳(Mossakovsky et al., 1993), 佳木斯地块、兴凯地块与冈瓦纳古陆的联系与对比也被提出(Wilde et al., 2001, 2003, 2010)。从现在掌握的资料看, 还较难判断佳木斯-兴凯地块是否与冈瓦纳古陆有直接关系, 但是, 至少在构造、变质和花岗岩演化及性质上, 中亚造山带内部的佳木斯地块及其他类似的一些微陆块与冈瓦纳古陆边缘活动带具有强烈的相似性。

通过对黑龙江佳木斯地块麻山杂岩的研究, 明确识别出麻山群两种类型的变质作用：早期局部出露的无水麻粒岩相变质作用(M₁) 和伴随的深熔作用(>530Ma)；晚期的混合岩化作用和相应的角闪岩相变质作用(M₂, 500Ma), 混合岩化基本是岩浆注入的结果, 而不是原地深熔作用所致。晚期混合岩化过程中的富水流体对早期“干”的麻粒岩相岩石进行了明显的变质改造, 从而造成麻粒岩结构的复杂性, 这种改造对先期麻粒岩相变质成因锆石有重置作用, 使得锆石的一些早期年龄不易测定。由于在时时间上分属完全不同过程的性质迥异的两种变质作用, 角闪岩相和麻粒岩相变质作用之间没有递进关系。

东南极普里兹带地区的高级变质、花岗岩演化顺序与麻山杂岩的变质、花岗岩均较相似, 只是花岗岩发育强度有所不同, 反映了两地构造演化细节上的差异。不论佳木斯地块及其他中亚造山带微陆块是否来源于冈瓦纳古陆, 在构造性质上, 这些微陆块与冈瓦纳古陆边缘泛非期的活动非常类似。