1995年笔者在研究中国东北地体与东北亚大陆边缘演化时，曾将张广才岭看作是古亚洲洋构造域最东方的边界，当时根据构造混杂体中蓝闪石和放射虫的时代，认为与其东侧的布列亚-佳木斯地块之间存在一个早古生代末的缝合带(邵济安等，1995)。近年来进一步研究认识到：松嫩地块和佳木斯地块之间的碰撞造山带是中生代古亚洲洋构造域向太平洋构造域转折的标志(唐克东等，2011；Wu et al., 2011)，本文进一步探讨转折的时间和过程，揭示造山带构造特征和演化与中生代环太平洋造山带有某些共同之处。

1 地质背景

张广才岭造山带东侧，存在一条南北走向颇具规模的变质岩带，从牡丹江以东的磨刀石到依兰，经萝北延入俄罗斯的色甫林河南岸，长近千千米，被命名为“黑龙江群”，其时代先后被划定为早元古界(黑龙江省地质局, 1978^①)和中元古界(黑龙江省地质矿产局, 1993)。有人建议称其为“黑龙江杂岩”，由外来系统、原地系统、糜棱岩构成，是推覆构造形成的叠置体(王莹，1992)。近年来有人将其认定为早中生代形成的构造混杂岩，主要由遭受蓝片岩相-绿帘角闪岩相-绿片岩相变质作用的泥质岩、硅质岩、碳酸盐、英安质火山岩、镁铁和超镁铁质岩组成，其中测到的依兰蓝片岩的闪石类单矿物Ar-Ar坪年龄为193Ma(周建波等，2010)。白云母和多硅白云母的⁴⁰Ar-³⁹Ar年龄为187~174Ma(Wu et al.2007)，多硅白云母的Ar-Ar坪年龄165Ma(赵英利等, 2010)；长英质糜棱岩的白云的Ar-Ar坪年龄为184~176Ma(赵亮亮和张兴洲，2011)。构造混杂岩的存在可以确认松嫩地块的东缘曾发生过洋壳俯冲和后续的折返仰冲作用。在牡丹江断裂西侧，在深约35km的下地壳内存在的高导高速楔形体，被推测为向张广才岭之下俯冲的洋壳残留体(张贻侠等，1998)。

①黑龙江省地质局.1978. 黑龙江省1∶50万地质图说明书

在松嫩地块的东缘存在佳木斯地块与松嫩地块的俯冲-碰撞造山带，即张广才岭造山带(图 1a)。由于后期抬升剥蚀，造山带残存有限，同时缺乏系统研究，本文将重点剖析张广才岭造山带的造山过程。在对比基础上，本文将造山带划分为4个构造岩相带(图 1)，Ⅰ、Ⅱ带为构造混杂岩带，其中Ⅰ带是以蓝片岩带和蛇绿岩带为主要标志的构造混杂岩带。前人对依兰以东的东兴一带出露的蓝片岩做了大量研究，笔者对其东南的八角山蛇绿岩进行了实地调查。值得关注的是，图 1a显示，作为佳木斯基底的麻山群变质岩块已经沿断层向西楔入本造山带Ⅰ带。以下重点剖析其它三带。

2 造山带的地层组成

张广才岭是一具有复杂基底的造山带，除了前寒武纪基底外，还保留了早古生代、石炭-二叠纪的地层记录。目前构成张广才岭造山带主体的是张广才岭群的二合营群，总体为一套中、浅变质程度的火山岩夹粘土质及少量碳酸盐类的岩石，属于一套海相火山-沉积建造。区域地质报告曾将 “二合营群”认定为志留系(黑龙江省地质局, 1976^②)。从西到东，二合营群依次为：磨石山组、红光组、新兴组。近南北走向分布，地层层序和岩石组成相似，逆冲断层发育，本文将这三个组看作同时、异地、不同环境形成的火山-沉积地层组合。表 1综合了桦林镇和大罗密两幅1∶20万地质图实测的6条地层剖面资料，按新兴组、红光组、磨石山组出露的主要地带分成东、中、西三个带，即图 1中的Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ带(图 1)。

②黑龙江省地质局. 1976. 1∶20 万区域地质调查报告(大罗密幅、桦林镇幅)

Ⅱ带从宝马庄向南延到红星林场、新兴林场等地，主要为新兴组所占据。沉积岩占总地层厚度的比例大(63%~98%)，原岩以粘土质岩和砂岩为主，由复成分的含砾粗砂岩-砂质-硅泥质岩石组成的浊积岩建造，总的粒度比较细，粒序层理、冲刷面和交错斜层理发育，反映水动力条件强，复杂的陆屑成分表明物源区是成熟的陆壳区，砂泥质岩中有被裹胁并参与变形的原地或外来岩块，例如：在葫芦崴子等地与大理岩相伴的钾玄质玄武岩块就可能来自大陆边缘弧岩浆带，而宝马庄被泥质岩包裹的大理岩块(图 1f)、复新屯与具MORB特征的拉斑玄武岩共生的含磷高的生物碎屑灰岩，就可能是跌入混杂岩中的海山碎块。

Ⅲ带分布在桦木桥林场-红光林场-新兴林场，即大体为红光组所占据的地方，剖面中火山岩占地层总厚的47%~57%，以中基性火山岩为主，泥质岩石动力变质为绿泥石绢云母千糜岩，它们构成了陆缘火山岩带的主体。

Ⅳ带涵盖小九寨、磨石山、大石沟及其以西的地区，是磨石山组分布的地带，这里的沉积岩只占29%~49%，流纹质和英安质火山岩占火山岩厚度的55%~75%，是一套反映陆壳演化成熟度比较高的酸性火山岩。砾岩中多见花岗岩砾石，粒度较粗的陆屑成分增加。

对比上述3个带，可以看到火山-沉积地层的厚度由西向东逐渐加厚，Ⅱ带则是组成陆缘增生楔的混杂岩带，其中夹带较多外来的拉斑玄武岩及碳酸盐岩块等，而Ⅲ带和Ⅳ带属于陆缘斜坡相沉积，根据发育的火山活动可以被看作陆缘火山弧带，其中Ⅳ带为近大陆一侧成熟度较高的构造-岩浆岩带。

3 造山带的变质作用

张广才岭造山带重要特征是呈带状分布的变质岩，从陆缘向陆内变质条件逐渐发生变化，压力下降，温度升高。结合前人研究，从蓝闪石片岩带开始，依据变质温-压条件，从东到西大体可分出4个变质带，显示了受构造控制变质作用递变的规律。

3.1 依兰县东兴太平沟变质带

该带为图 1中的Ⅰ带，即前文提到的早-中侏罗世变质的“黑龙江杂岩”分布地区。变质岩原岩包括变质基性岩、硅泥质、杂砂岩和少量碳酸盐岩等，该带的蓝片岩和残留的蛇绿混杂岩是确认古俯冲带的重要证据。前人曾将依兰县东兴太平沟的蓝闪石片岩划分为蓝闪绿帘钠长片岩、绿帘蓝闪白云片岩、含黑硬绿泥石的蓝闪石英岩等10类岩石，并将其定为蓝闪绿片岩相的变质岩(白景文等，1988)。也有人认为它们是绿帘-蓝片岩相高压变质作用产物，并根据共生矿物组合的地质温压计，估算的黑龙江杂岩峰期变质温度条件为T=320~480℃，P=0.8~1.6GPa(赵英利等，2010)(表 2)。

泥质变质岩中白云母的Si含量和b₀值随变质作用压力增加而增加，早期有人建议以b₀值9.00Å和9.04Å作为低-中-高压的界限(Sassi and Scolari, 1974)。该带的多硅白云母的SiO₂含量52%~61%，Si=3.48 (表 2)。88件样品测定的b₀值为9.044，该带被定为高压变质带，估算变质温度为350~450℃(白景文等，1988)。近年来也有人指出依兰存在高压蓝片岩和中压云母片岩构造叠加的现象(李蓉和孙德有，2010^①)。

①李蓉、孙德有. 2010.黑龙江杂岩蓝片岩-云母片岩矿物成分及变质作用P-T条件研究. 全国岩石学与地球动力学研讨会论文摘要

3.2 依兰哈蜚屯-大罗密宝马庄变质岩带

依兰县哈蜚屯位于东兴以西约20km(图 1)，该带从哈蜚屯向南延伸到大罗密镇的宝马庄，即图 1中Ⅱ带。以依兰哈蜚屯为代表的变质岩组合为：石榴石白云母石英片岩和钠长绿泥绿帘片岩，前者反映变质原岩为变质粘土岩、泥质砂岩；后者反映原岩为变质基性火山岩。标型矿物有铁铝榴石+多硅白云母+钠长石+绿泥石+绿帘石。值得关注的是，该带石榴石以铁铝榴石为主(图 1g)，局部还保留了变质程度较低的含锰石榴子石(MnO含量达19%)(表 3)，表明某些深水的高锰泥质岩参与了变质作用。此外，前人在宝马庄变质岩中也曾发现石榴石和黑硬绿泥石。从出露较多的斜长角闪片岩来看，该带原岩中存在中基性火山岩。

多硅白云母的SiO₂可达50%±，是低温-高压变质带的典型矿物，该带白云母SiO₂平均含量49%，Si=3.3，可属于多硅白云母(表 2)，该带所测得三个多硅白云母的b₀值均大于9.04Å，分别为：9.055Å、9.045Å、9.042Å。该带可属高压变质的高绿片岩相带。前人曾利用白云母的FeO+Fe₂O₃-Al₂O₃变异图来分析白云母的变质程度和成分关系。图 2中显示Ⅰ带东兴太平沟蓝片岩带的白云母均在蓝闪石片岩相区。本文提供的Ⅱ带哈蜚屯和大罗密镇宝马庄的白云母落在蓝闪石片岩相区和铁铝榴石带交界的部位，反映该带形成压力相对东兴太平沟蓝片岩带低，但较Ⅲ带、Ⅳ带的变质程度高。

3.3 正沟变质岩带

该带包括正沟、桦林场四河房，向南延至新兴林场，即图 1中Ⅲ带。以正沟为代表的变质岩组合为：硬绿泥石石榴白云母片岩和二云母钠长石英片岩。标型矿物组合是：铁铝榴石+硬绿泥石+白云母+黑云母+钠长石+绿泥石+石英，多硅白云母的组分减少。四河房的铁铝榴石含镁较高(MgO=3.71%)。新兴林场和正沟带的白云母的SiO₂平均46%，Si=3.125。新兴林场多硅白云母的b₀值为9.005Å，位于中压变质范畴。在白云母FeO+Fe₂O₃-Al₂O₃变异图中，该带白云母分布在铁铝榴石带区域(图 2)，反映其变质程度低于哈蜚屯-大罗密带。硬绿泥石和石榴石共生是正沟变质带的特征，这一矿物组合对其变质条件是一重要的约束，根据前人的研究，它们同时出现时的温度在550~600℃(魏春景和朱文萍，2007)。根据正沟白云母片岩中硬绿泥石、石榴石、绿泥石和多硅白云母的共生矿物组合以及平均Si=3.125的多硅白云母(表 2)，结合朱文萍和魏春景(2007) 给出的富铝泥质岩成分在KFMASH体系中的P-T视剖面图(图 3)，推测这一变质组合的温度为550~600℃，压力大约为1GPa±(表 2)，属于中温-中压的变质条件，该带可称为中压变质的绿帘角闪岩相变质带。相对Ⅰ带依兰东兴太平沟的蓝片岩带而言，造山带内部变质带的温度升高，压力降低。

3.4 红光林场西南沟-磨石山变质带

这是造山带近陆内一侧的变质岩带，包括新兴林场西北闹枝沟、小九寨沟及磨石山一带，即图 1中Ⅳ带，以绿泥白云石英片岩和二云母片岩为主，其矿物组合有：绿泥石、白云母、绢云母、石英、黑云母、少量斜长石、叶腊石，原岩为一套泥砂质岩石。镜下观察，黑云母普遍具有黄褐色、绿褐色多色性，这是低压相系绿片岩特征。这个带多硅白云母的b₀值为9.035、9.009、9.005，指示压力相对较低的中压变质作用。红光林场西南沟及正沟43-1的白云母分布在十字石矽线石带区域(图 2)。如图 2箭头所示，从Ⅰ带到Ⅳ带白云母的Al₂O₃含量逐渐增高，FeO+Fe₂O₃含量逐渐降低。

以上4个带的变质矿物组合和变质相可以做一简单归纳和对比(表 2)，Ⅰ带和Ⅱ带主要属于高压变质作用，与它们处于碰撞造山带前缘有关。Ⅲ带和Ⅳ带属于中压变质带，从变质矿物组合来看，它们的变质温度高于Ⅰ带和Ⅱ带，压力低于Ⅰ带和Ⅱ带，与它们处于造山带地壳明显增厚的部位有关。其中Ⅲ带变质程度又高于Ⅳ带。

研究区内存在高、中压两种变质作用。作者在内蒙古中部的加里东和早华力西两个不同时期的碰撞造山带内也都见到近于同时形成的高、中压变质带(Tang and Yan, 1993)。都城秋穗(Miyashiro, 1972)在其著名著作《Metamorphism and Metamorphic Belt》中，认为：在构造上只有低压和高压区域变质作用才是重要的，中压变质作用只是伴随它们而出现的特殊情况。本区的高、中压变质作用的关系尚有待今后进一步研究。

4 造山带的变形构造

变形构造作为造山带的重要组成部分，为追溯造山过程提供了重要线索。

4.1 断裂构造与运动方式

张广才岭发育NNE20°~40°走向的断裂和与其走向一致糜棱岩面理，此外多处可见这组构造被NW向左行走滑断裂所切(图 1)。横穿造山带的6段剖面(宝马庄、桦木桥林场-正沟、红光林场、红星-小九寨沟、新兴林场-磨石山、大石沟林场)可以看到大量陡倾的层理或滑动面理(图 1b)，总体东倾，倾角多为40°~70°，局部出现强烈挤压的陡立带(图 1c)。伴随滑动形成牵引褶曲或者复杂的流变褶皱(图 1d)，滑动面上多见多硅白云母或绢云母和斜向的拉伸线理，通过变形参数的测量和几何投影，其大多数结果反映了左行走滑的逆冲运动，以变形强烈的磨石山为例，陡倾的断裂带(80°∠68°)以左行走滑逆冲运动为主，上盘向NW286°∠66°斜向逆冲，反映造山带中部地层经受了明显的挤压、走滑。造山带西侧相对变形弱些，东侧有时可见到低角度向西倾斜的面理，例如Ⅰ带复兴屯信号铁矿一系列滑动面表现为左行逆向的走滑运动，上盘向138°∠20°运动。大型的左行韧性剪切带反映造山过程中存在的斜向剪切挤压作用。

4.2 颇具规模的糜棱岩带

研究区中存在一条南北长140km, 东西宽10~20km的糜棱岩带，NNE-NE走向的糜棱岩面理与主干断裂走向一致(图 1)。糜棱岩类型复杂，有初糜棱岩、糜棱岩和千糜岩，多数为具有重结晶特点和不对称构造特征的变余糜棱岩。普遍发育由剪切运动导致的非对称的小褶皱或眼球状构造，例如图 1e中旋转的石榴石残斑；长英质变余糜棱岩中多硅白云母平行于完全重结晶的长英质条带(图 1g)；由白云母组成的“云母鱼”周围被细长条状的黑云母和石英所包裹；由长英质组成的眼球构造的压力影中，有压熔背景下新生的石英和相对富硅、富铝、贫钠的白云母(SiO₂=46%，Al₂O₃=37%，Na₂O=0.34%)。

变余糜棱岩是深部断层或韧性剪切带活动的产物，经受了一定程度的温压变质作用，它们在造山作用后期抬升并出露地表。由于受到应力场和参与变形的岩性控制，强、弱变形带往往相间出现，前者以不对称的剪切流变的重结晶为主，后者更多表现为具有稳定晶界的静态重结晶。

细粒化是糜棱岩的另一个重要特征，可以看到造山带不同部位变形程度的差别，以同一标志性矿物-铁铝石榴石为例，造山带东部依兰哈蜚屯白云母片岩中的石榴石虽发生了旋转和变形(图 1e)，但仍保持原颗粒大小(500μm)，而造山带内部正沟白云母片岩中的石榴石却被碾碎成50~100μm的颗粒。

此外，火山活动后期的流纹岩也发生了糜棱岩化，长英质集合体被拉长，呈拔丝状构造，显示韧性变形作用对前期弧火山岩的叠加与改造。

5 岩浆活动 5.1 火山岩的基本特征 5.1.1 火山岩组分特征

本区火山岩包括玄武岩、安山岩、粗面岩、英安岩、流纹岩。以σ＜3.3的钙碱性火山岩为主，部分碱钙性火山岩σ=3.3~9。根据31个各类火山岩来看，钙碱性(CA)占16%，高钾钙碱性岩(HK-CA)占45%，钾玄岩(SH)占35%，个别接近低钾的拉斑玄武岩(TH)。高钾钙碱性火山岩加上钾玄岩占80%，这是一套高钾的火山岩(图 4)。

火成岩(eruptive rocks)的铝饱和指数A/CNK, 即(Al₂O₃)/(CaO+Na₂O+K₂O)(克分子比)也称山德指数, 过铝质岩石A/CNK>1(Shand，1927)。本区各类火山岩A/CNK平均为1.3。其中有4个玄武岩类岩石Al₂O₃平均18.5%，属于高铝玄武岩(Al₂O₃>16%~17%)，高铝玄武岩是钙碱性火山岩基性端元的典型代表，多分布在造山带、岛弧和活动大陆边缘(路凤香和桑隆康，2002)。

火山岩高钾、过铝质的特征表明地壳物质对岩浆的影响相当明显，俯冲过程中，加厚的陆壳底部发生了大规模的熔融，岩浆喷溢形成活动陆缘的弧火山岩带，而且随着弧-陆进一步会聚，火山岩的钾质程度不断增高，钾玄岩系的形成也与俯冲洋壳释放的大量H₂O和CO₂有关。

5.1.2 火山岩分布的时空制约

结合造山带的空间分带来看(图 1)，火山岩的岩性与分布位置有如下关系。

(1) 空间分布对玄武岩组分的制约

Ⅰ带的依兰东南33km的八角山与蛇绿岩片在一起的橄榄拉斑玄武岩(H52)以及复兴屯与碳酸盐块在一起的石英拉斑玄武岩(H8-1)，是研究区仅有的两个K₂O＜1的样品，前者∑REE=60×10^-6。图 5a中H25-1是Ⅱ带红光林场东北的葫芦崴子钾玄质玄武岩，其它三条曲线为Ⅲ带高钾玄武岩。各带玄武岩HREE部分近乎平行，但LREE部分差别明显，从Ⅰ带到Ⅲ带LREE带逐渐富集，反映从陆缘向陆内形成环境的递变。

(2) 陆缘弧岩浆特征

Ⅱ带和Ⅲ带的岩性以安山岩为主，少量英安岩、玄武岩。Ⅲ带火山岩厚度相对较大。它们具有典型的活动陆缘钙碱性火山岩特征，壳熔特征明显，火山岩中具大量继承性锆石，锆石中多高钇的帘石类矿物包体，以致于火山岩准确定年困难。火山岩具有典型的陆缘火山弧的元素特征。富集K、Rb、Ba、Th等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti、Zr、Hf等高场强元素(图 5b)。表明板块俯冲导致地壳部分熔融的活动性元素被熔流体携带上升，相反，亏损难溶于流体的非活动性元素。这是鉴别弧火山岩的重要标志。同时，采用lgτ 与lgσ投图(Rittmann, 1970)，该区中酸性火山岩大部分落入B区，为消减带形成的火山岩，少量为演化的碱性火山岩(图 6)。前人的研究表明，它们均形成于安第斯型活动陆缘环境(裴福萍等，2008；朱群等，1995)。

(3) 火山活动后期的流纹岩

在本文划分的Ⅳ带中存在一套引人关注的流纹岩或流纹质凝灰岩，即前人划定的中侏罗统太安屯组 (J₂t) 的流纹岩，它们组成6~7条平行的山脊，以北西走向明显不同于张广才岭造山带的总体走向(图 1)。1∶20万地质图(黑龙江省地质局, 1976)将太安屯组和下伏的二合营群划定为不整合接触关系，结合流纹岩NW走向和高倾角的产状，不排除斑状流纹岩是晚期上涌的流纹岩岩墙或次火山岩，推测它们是沿NW张扭性裂隙侵位的地质体。本文将这套流纹岩置于弧岩浆活动后期。在西部红光山等地的原太安屯组地层实际为一套较厚的由砂岩、粉砂岩组成的复理石建造，推测它们可能为弧背盆地的沉积。上述观察有待进一步研究。

晚期流纹岩SiO₂ 含量高(75%~77%)，CaO＜1%，K₂O+Na₂O>8%，且Na₂O> K₂O。多数流纹岩同时具有Al过饱和的特点，Al/(K+Na+Ca/2)(原子数比)>1.1，平均1.2。伴随SiO₂和K₂O+Na₂O含量增高，ε_Nd(t)降低(表 4)的特点与加厚陆壳下部的深熔作用有关，也标志着陆壳成熟度的逐渐提高。近年来有人报道了张广才岭西北地区的帽儿山组早侏罗世(179~184Ma)的双峰式火山岩，认为它们形成于类似弧后盆地的伸展环境(唐杰等，2011)，也有人报道了张广才岭-小兴安岭早侏罗世(186~182Ma)的镁铁质岩浆作用(Yu et al., 2012)。

综上所述，从洋壳增生为主的混杂岩带到造山带近大陆一侧，可以看到火山岩组分的明显变化：从拉斑玄武岩块、钙碱性安山岩和玄武岩、高钾钙碱性和钾玄质岩石，最后随着时间推移演变成一套上叠的流纹岩，沿北西向构造分布。本文测定的流纹岩U-Pb年龄214Ma(表 6)，与Xu et al.(2009) 测定的217~201Ma以及Wang et al.(2012) 测定的211Ma基本一致，年龄可信，较造山带主体的安山岩(220Ma, 表 6)形成略晚，二者均为晚三叠世火山岩，均属弧岩浆阶段的产物。

5.1.3 火山岩的同位素特征

从本区三个代表性火山岩的Sr-Nd -Pb同位素组成(表 4、图 7)来看，它们具有较高的I_Sr(0.7074~0.7121)、相对较低的ε_Nd(t)(-4.6~-6.6)，Nd模式年龄t_DM(Nd)=1140~1164Ma，显示部分火山岩物质可能来自基底元古界地层的局部熔融，同时具有较高的Pb同位素，在²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的变异图中(图 7)，火山岩主要落入造山带，与地壳物质熔融有关。

5.2 花岗岩成因的探讨

张广才岭碰撞造山带广泛分布的花岗岩面积占造山带81.5%。张广才岭造山带的火山-沉积地层只是部分残存的地质体。花岗岩中不排除有作为松嫩地块基底前中生代侵位和晚中生代叠加的花岗岩。与本区火山岩一样，壳熔特征明显，火山岩中具大量继承性锆石。野外采样位置偏造山带西侧，尽量选择与火山岩有明确侵入接触关系的花岗岩。

讨论张广才岭造山带花岗岩的组分特征，其目的是恢复其形成的构造背景。Manian and Piccoli(1989) 利用花岗岩主元素和矿物-岩石学特征判别造山和非造山的花岗岩形成背景，将造山花岗岩分成4种：岛弧花岗岩(IAC)；大陆弧花岗岩(CAG)；大陆碰撞花岗岩(CCG)；后造山花岗岩(POG)。

本区花岗岩多为二长花岗岩和二云母花岗岩。前者的主要矿物是二长石，其中碱性长石以条纹长石为主，后者所含的二云母中以白云母居多。部分花岗岩受到同期造山变形作用的影响，如图 1i所示, 呈岩床侵入的二云母花岗岩和角岩化的围岩一起形成平卧褶皱。

本区花岗岩的里特曼指数(σ=2.04~2.85)，结合SiO₂-K₂O变异关系指示本区花岗岩为高钾的钙碱性花岗岩。在Manian and Piccoli(1989) 关于花岗岩构造环境的判据中，铝饱和指数A/CNK是一项重要指标，A/CNK>1属于过铝质花岗岩，A/CNK≦1为偏铝质花岗岩。本区花岗岩的A/CNK=0.93~1.06(表 5)，为壳源的过铝质或偏铝质花岗岩。在铝饱和指数图解(图 8左, 据Manian and Piccoli, 1989)中，除个别点之外，大部分都属于大陆弧花岗岩类(CAG)。在Zr×3-Nb×5-Ce/P₂O₅变异图(图 8右, 据Müller and Groves, 2000)中全部落入大陆弧区CAP。表 5将本区涉及花岗岩成因的主要数据与大陆弧花岗岩类(CAG)及大陆碰撞花岗岩类(CCG)进行比较，从SiO₂分布范围、钙碱性分析、铝饱和指数等项对比看，本区花岗岩更多地接近大陆弧花岗岩类特点。

本区花岗岩具有高Sr(485×10⁶~685×10⁶)、低Y(10×10⁶~16×10⁶)的地球化学特征(表 5)，反映花岗岩形成的大陆弧地壳厚度相对较大。此外，部分花岗岩具正铕异常或弱的负铕异常(δEu=1.07~0.8)，推测岩浆可能来自加厚下地壳的部分熔融。该区花岗岩稀土配分型式的复杂多样(图 4c)反映花岗岩岩浆来源于不同深度，受到基底影响程度也不同。

此外，本造山带具有大陆弧岩浆带的成矿专属性，在磨石山组中的中、酸性火山岩、大理岩和花岗岩接触带中有铜、钼、金等多金属矿化现象，矿化的云英岩化石英脉中的白云母Ar-Ar坪年龄为234Ma(表 6), 反映弧岩浆阶段的成矿作用；在红光组、新兴组中有与大理岩有关的矽卡岩型铁矿。在Ⅰ带混杂岩中的绿片岩和碳酸盐中普遍含磷(P₂O₅=0.1%~0.5%)。

6 讨论与结论

通过对张广才岭早中生代造山过程的反演，对造山带的时空演化、变形特征、与东亚大陆边缘组成和演化的关系有了进一步的认识，而区域构造特征对比，则显示张广才岭和北美西部中生代时期的造山作用有某些共同特征。下文对有关演化的三个问题开展讨论。

6.1 造山带的时空演化

从空间上看，该SN走向造山带可以分成两大部分：陆缘混杂带和陆缘弧岩浆岩带。陆缘混杂带包括Ⅰ、Ⅱ带，Ⅰ带更多保留了外来岩块，即高压-低温变质的玄武岩和残留的蛇绿岩块；Ⅱ带则以巨厚的浊积岩建造为主，在泥沙质混杂堆积中保留了来自原地岛弧或外来的岩块。陆缘弧岩浆岩带包括Ⅲ、Ⅳ带，Ⅲ带以安山质火山活动为主，变质作用以低角闪岩相中压变质作用为主；Ⅳ带变质程度降低，脆-韧性变形作用较强，其上叠加了晚期NW向展布的流纹岩带。

基于上述认识，张广才岭造山带应包括前人提到的“黑龙江杂岩”和所谓“张广才岭群”所占据的区域，即图 1a中虚线所圈定的范围。

从时间角度看，张广才岭造山带的演化主要经历了两个阶段(表 6、表 7)。

(1) 早期(T₃-J₁)弧岩浆阶段，伴随古太平洋板块的洋壳向松嫩地块下俯冲，沉积作用以大陆斜坡浊流相和陆缘混杂堆积为主。与此相应的是活动陆缘的火山-沉积作用，以安山质为主的火山岩具有消减带火山岩特征，弧火山活动集中在晚三叠世(220~201Ma)，大陆弧花岗岩(CAG)主要集中在晚三叠-早侏罗世(213~179Ma)，略晚于火山岩喷发。

(2) 晚期(J₁-J₂)变质-变形阶段，伴随陆-陆碰撞的仰冲-剪切作用和地壳增厚，导致一系列中、高压变质岩的形成，如前所述，变质作用发生在193~165Ma，同期形成了本区大规模的韧性剪切带。

值得关注，本区的变质作用晚于俯冲的弧岩浆作用，关于这点，本文试作如下解释：高压蓝片岩变质曾被看作“俯冲带变质作用”(Liou et al., 1987)。但是，世界上很多造山带内蓝片岩的形成其实与仰冲作用有关(Mattauer et al., 1980)。E. H. 布朗等甚至说过：“现代的增生楔太薄，达不到蓝片岩变质作用的温-压条件，因此，蓝片岩传统的俯冲成因观点必须修正。”(Brown et al., 1984)。本文作者之一也曾证明内蒙古温都尔庙群蓝片岩与后期的仰冲作用有关，形成于加里东期弧-陆碰撞之初(Tang and Yan, 1993)。

6.2 大规模韧性剪切带的形成机制

大规模韧性剪切带和糜棱岩成为张广才岭造山带引人关注的特点，普遍发育的高角度透入性挤压面理和其上的A型线理、派生构造显示造山带特征的挤压-剪切的变形机制：在外来的佳木斯地块从东向西推挤过程中，还存在左行走滑的趋势。它使笔者自然联想到佳木斯地块以东的一系列中生代地体(例如那丹哈达-比金地体、俄罗斯境内的锡霍特阿林地体以及野猪河地体等)逐一与亚洲大陆斜向拼贴的过程(邵济安等，1995)。生物古地理和古地磁等研究手段，揭示这些外来地体大多有从低纬度向北迁移的历史。同时反映在近东西走向的古特提斯洋演化结束之后，早白垩世太平洋中脊近东西向大规模扩张之前，古太平洋板块曾经有过相对于两侧大陆向北运动的过程，正是在这一体制运作下，一系列低纬度的地体不断向北运移。本文讨论的早中生代布列亚-佳木斯外来地块的拼贴和张广才岭俯冲-碰撞造山带的形成正处于这个转折阶段的开始。剪切机制正是此类陆缘造山带的重要特征。

6.3 与北美西海岸斯提金地块的对比

环太平洋中生代陆缘有着相近的增生历史，从这一视角出发，在大洋彼岸也可以找到一些可与张广才岭造山带类比的例子，例如Mattauer et al.(1983) 在加拿大西部陆缘变形构造的研究中证实：继三叠纪发生俯冲作用之后，侏罗纪期间外来的斯提金地块和北美克拉通之间发生碰撞，向东的推覆导致洋壳仰冲，内陆变形，同时陆壳明显缩短和加厚。Howell et al.(1985) 在环太平洋构造地层地体的研究中，描述了北美西海岸包括斯提金地块在内的东方联合地体早中生代三叠纪火山弧的形成和早、中侏罗世叠瓦状变形构造和变质的历史。 上述研究提供了张广才岭造山带与同期北美西海岸陆缘科迪勒拉造山带对比的信息。

张广才岭造山过程的重构，为中生代陆缘型造山带提供了一个实例。它们是大陆边缘增生型的弧造山带，以大量地体的拼贴和聚合为特点，区别于以陆-陆汇聚和碰撞为特征的陆间型造山带。

致谢 本文编写过程中得到李继亮研究员、魏春景教授的启发和讨论；肖序常研究员审阅了本文；在此一并表示感谢！