中国东北地区位于兴蒙造山带东段，处于华北板块、西伯利亚板块和太平洋板块所挟持的地区，是三大板块多次相互作用的场所，该区作为东亚大陆边缘的重要组成部分，其组成、构造属性以及早期演化历史是国内外大地构造学家和岩石学家都十分关注的问题。目前东北地区通常被划分为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯地块以及各个地块之间的主要构造拼合带(图 1)(刘永江等, 2010)。古生代期间古亚洲洋构造域的演化基本奠定了本区的构造格架(Şengör et al., 1993; Şengör and Natal’in, 1996; 李锦轶, 1998; 吴福元和曹林, 1999; 任纪舜等, 1999; 谢鸣谦, 2000)，中-新生代又叠加了太平洋构造域的影响(林强等, 1998; 李锦轶等, 1999; Wu et al., 2000, 2004, 2007b; Jia et al., 2004; Shen et al., 2006; Xu et al., 2009)，特殊的大地构造位置、复杂的地质演化历史使得该区成为国内外地质学家研究的热点地区之一(许文良等, 2012)。

图 1

Fig. 1

图 1 黑龙江省东部地质简图(据Wu et al., 2007a; Zhou et al., 2009有修改) Fig. 1 Simplifed geological map of Heilongjiang Province (after Wu et al., 2007a; Zhou et al., 2009)

松嫩地块与佳木斯地块的碰撞拼合历史是东北地区基础地质研究的热点，古生代末期到早中生代，古亚洲洋构造体系与环太平洋构造体系的转换机制又成为该区基础地质研究的焦点问题。目前对于松嫩地块与佳木斯地块碰撞拼合时间主要存在三种不同认识：(1) 早古生代早期(温泉波等, 2008; 王成文等, 2008; 刘建峰等, 2008)；(2) 早古生代晚期(张兴洲, 1992; 李锦轶等, 1999; 许文良等, 1994; 颉颃强等, 2008b; Meng et al., 2010; Wang et al., 2012)；(3) 侏罗纪(Wu et al., 2007a; Zhou et al., 2009; 李伟民等, 2014)。关于古亚洲洋闭合的时限问题，不同学者基于不同的研究对象，得出了泥盆纪(唐克东, 1992; 徐备和陈斌等, 1997)、石炭纪早期(郭胜哲, 1986; 曹从周等, 1986; 邵济安等, 1991)、二叠纪(Wang and Liu, 1986; 李锦轶, 1986, 1998; 王荃等, 1991; Wu et al., 1998)、二叠纪末-早三叠世(Xiao et al., 2003; 孙德有等, 2004; 郗爱华等, 2006; Wu et al., 2007a; 刘兵等, 2014)、中三叠世(Miao et al., 2008; Zhou and Wilde, 2013)等截然不同的认识。尽管大量的花岗岩定年与岩石地球化学数据已经被发表，并揭示了东北地区主要地质演化历史，但由于花岗岩成因类型的多样性，目前对上述问题还不能给予完全的回答。鉴于此，本文用另一种思路进行研究，通过构造热年代学方法，根据不同矿物的表面年龄、封闭温度以及地温梯度的关系，可以得到整个岩体的温度与时间关系的函数曲线，并可计算出不同时期岩体的隆升速率，并以此为依据进一步确定松嫩地块与佳木斯地块的拼合时间以及古亚洲洋的闭合时间。

佳木斯地块西侧以牡丹江断裂为界与松嫩地块相邻，东邻中生代就位的完达山地体，南以西拉木伦河-长春-延吉缝合带为界与华北板块相邻(图 1)。佳木斯隆起作为佳木斯地块的重要组成部分，主要由下元古界麻山群、下元古界黑龙江群、古生代花岗岩以及分布于其上的中、新生代盖层及侵入岩组成(图 1、图 2)，其中麻山群主要包括西麻山组Pt₁x、柳毛组Pt₁lm和建堂组Pt₁j；黑龙江群主要包括老沟组Pt₁l、山嘴子组Pt₁s和湖南营组Pt₁h(黑龙江省地质矿产局, 1993)。麻山群主要为一套角闪岩相-麻粒岩相变质的富铝、富碳的片岩、片麻岩和大理岩，原岩是以富铝、富碳的粘土质岩和碳酸盐岩为主的稳定陆缘沉积建造。传统上认为，麻山群发生高级变质作用时代为古元古代或太古代，但近年来的锆石测年结果证明，麻粒岩相变质作用时代为早古生代，年龄为500~520Ma(李锦轶等, 1999; Wilde et al., 2000; Wilde等, 2001)。黑龙江群沿佳木斯地块西缘分布，常被具深熔花岗岩特征的岩体包围，20世纪90年代以来，大量的研究表明黑龙江群不是一套正常的变质地层单元，而是一套混有解体蛇绿岩残块，并经历过高压变质作用的构造混杂岩(曹熹等, 1992; 张兴洲, 1992; 李锦轶等, 1999)。目前，对黑龙江群是佳木斯地块与松嫩地块碰撞拼合过程中形成的一套与俯冲增生有关的构造混杂岩的认识已基本取得共识，但有关混杂岩的形成时代以及两地块的碰撞时代(关键是蓝片岩的形成时代)等问题尚存较大的争议(张兴洲, 1992; 李锦轶等, 1999; Wu et al., 2007a; Zhou et al., 2009; 李伟民等, 2014)。早期的研究普遍认为两地块的碰撞拼合时代为加里东期(李锦轶等, 1999; 张兴洲, 1992; 许文良等, 1994; 颉颃强等, 2008b; Meng et al., 2010; Wang et al., 2012)。但近年来的一些研究者认为拼合时代为中生代(Wu et al., 2007a; Zhou et al., 2009; 李伟民等, 2014)。

图 2

Fig. 2

图 2 研究区地质构造简图 Fig. 2 Simplified geological map of the study area

目前基于古生物化石的分布特征、花岗岩的地球化学分析以及锆石测年研究结果，对于古亚洲洋东端闭合时间的认识主要有三种：二叠纪(王荃等, 1991)、二叠纪末-早三叠世(张艳斌等, 2002a, b; 孙德有等, 2004; 郗爱华等, 2006; 吴福元等, 2007)、中三叠世(Zhou and Wilde, 2013)。随着古亚洲洋的闭合，其东端发育大面积岩浆岩，而且花岗岩成因类型具有多样性，加之中生代构造改造强烈，对古生物的分布及岩浆岩的展布都有强烈改造，因此利用其对古亚洲洋东端闭合时间的确定具有不准确性。

针对于以上问题本文采用构造热年代学的方法，选取佳木斯隆起老平岗花岗岩岩体(图 2)中的锆石、独居石、黑云母和钾长石单矿物，利用锆石LA-ICP-MS法、独居石Th-U-Pb化学法(CHIME)以及(钾长石、黑云母)⁴⁰Ar-³⁹Ar法来对相应矿物进行定年，计算佳木斯隆起的隆升速率，查明佳木斯隆起的多期隆升剥露历史，以此来确定松嫩地块与佳木斯地块的拼合时间以及古亚洲洋的闭合时间。

运用地质热年代学方法研究山脉隆升历史的核心是封闭温度理论(Dodson, 1973)。如果冷却是由于正常地温梯度下地质体隆升或剥蚀作用所引起，那么冷却历史就是隆升历史的反映。也就是说，各种测年计时体系不是在矿物、岩石形成的那一瞬间就开始计时的，而是当温度降低到能使该体系达到封闭状态时，即子体由于热产生的扩散丢失可以忽略不计时，子体才开始积累，才开始计时，这个开始计时的温度就是封闭温度，得到的单矿物年龄即为表面年龄。对于同一种计时系统，其封闭温度因矿物不同而不同，对不同的计时系统，存在不同的封闭温度(马寅生等, 2000)。

根据矿物的年龄与封闭温度的关系，可以得到整个岩体的温度与时间的关系，算出不同时期岩体的冷却速度。岩体的温度是由于不同时期的埋藏深度(地热增温)不同引起的，根据冷却速度就可以计算出地质体的隆起速度。计算公式如下：

(1)

(2)

公式(1) 中ΔT是计算出的平均冷却速率，T₁、T₂分别是不同矿物的封闭温度，N₁、N₂是相对于T₁、T₂的两种矿物的测年结果。公式(2) 中，Δh是地温梯度，ΔH是隆升速率。本文采用花岗岩锆石的U-Pb同位素封闭体系封闭温度为850℃(Coleman et al., 2004; Hourigan et al., 2004; Flowers et al., 2005; Meinhold, 2010)；独居石U-Th-Pb化学法(CHIME)测年的封闭温度为650±50℃(Cocherie et al., 2005)，黑云母⁴⁰Ar-³⁹Ar法测年的封闭温度为300±25℃(Hurford et al., 1991)，钾长石⁴⁰Ar-³⁹Ar法测年的封闭温度为150±50℃(Dodson and McClelland-Brown, 1985)。

佳木斯隆起西部松辽盆地白垩纪末的地温梯度为42.6℃/km，现今平均地温梯度为37℃/km(任战利等, 2001)，海拉尔盆地的古地温梯度为34.4~42.37℃/km(崔军平和任战利, 2013)，古地温梯度高于现今地温梯度。一般造山带典型的地温梯度为40℃/km(王人镜和杨巍然, 1999)，本文选取佳木斯地块的古地温梯度为40℃/km，采用公式(1) 和(2) 的计算方法计算佳木斯隆起的隆升速率，恢复佳木斯隆起的隆升热演化历史。

为了研究佳木斯隆起的隆升历史，笔者对佳木斯隆起上老平岗花岗岩岩体进行了详细的野外地质观察和系统的热年代学样品测试，选取早古生代花岗岩G222-2和G224-2为研究对象，取样位置详见图 2。

样品G222-2，采样地理坐标是46°35′24.0″ N、130°54′54.0″ E，岩性为浅肉红色中、粗粒黑云母钾长花岗岩。风化面呈黄褐色，风化严重(图 3a)，新鲜面呈浅肉红色，中、粗粒花岗结构，块状构造，矿物颗粒一般2~10mm，主要矿物包括钾长石、斜长石和石英等，暗色矿物为黑云母。钾长石呈半自形柱状，他形板状、粒状，浅肉红色，大小3~8mm，含量约40%；斜长石，灰白色半自形板状、柱状，大小3~9mm，含量约25%；石英，灰色，他形粒状，团粒状分布，大小2~10mm，含量约30%；黑云母呈淡棕褐色，片状，含量约5%；以及微量的锆石、磷灰石等。

图 3

Fig. 3

图 3 采集岩体野外照片 (a)样品G222-2，浅肉红色中、粗粒黑云母钾长花岗岩；(b)样品G224-2，灰白色中、粗粒二长花岗岩 Fig. 3 Field pictures for sampled plutons

样品G224-2，采样地理坐标是46°35′33.4″ N、130°55′51.2″ E，岩性为灰白色中、粗粒二长花岗岩。岩石风化面黄褐色(图 3b)，新鲜面灰白色，中、粗粒花岗结构，块状构造，粒度1~8mm，主要矿物包括钾长石、斜长石、石英和黑云母。钾长石呈半自形板粒状，条纹结构发育，浅肉红色，大小1~6mm，含量30%~35%；斜长石，灰白色半自形板状，聚片双晶发育，大小1~6mm，含量30%~35%；石英他形粒状，大小1~8mm，含量25%~30%；黑云母呈淡棕褐色，片状，含量3%~5%；以及微量的锆石、独居石等。

样品破碎和单矿物挑选由河北省区域地质调查大队地质实验室完成，每个样品均取自新鲜露头，都未经历过明显的蚀变和风化作用，各样品重约5~10kg，将岩石样品粉碎至40~200目，然后用清水洗涤、烘干，再用磁选、浮选等方法初选，之后在双目镜下人工挑选，选出锆石、独居石、黑云母和钾长石等单矿物。

样品G224-2中锆石LA-ICP-MS测年在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，在阴极发光(CL)图像基础上，采用的激光剥蚀系统为德国MicroLas公司生产的GeoLas200M，该系统由德国Lambda Physik公司的ComPex102 Excimer激光器(工作物质ArF，波长193nm)与MicroLas公司的光学系统组成，锆石U-Pb定年及微量元素分析的ICP-MS使用一台激光剥蚀系统，对样品进行一次性剥蚀完成，由ICP-MS仪器采集的信号，具体测试过程详见参考文献(Yuan et al., 2008; Diwu et al., 2008)。激光剥蚀以氦气作为剥蚀物质的载气，斑束直径为44μm，频率为10Hz，激光能量为90mJ，每个分析点的气体背景采集时间为30s，信号采集时间为40s，并用哈佛大学国际标准锆石91500标准锆石作为外标进行元素和同位素分馏校正。同位素比值数据处理采用GUTTER(Ver.4.0) 进行，实验数据运用Andersen (2002)的方法进行同位素比值的校正，以扣除普通Pb对测试结果的影响，年龄计算采用ISOPLOT进行，锆石CL图件见图 4，测试结果见表 1。

图 4

Fig. 4

图 4 佳木斯隆起花岗岩(样品G224-2) 锆石阴极发光图像 Fig. 4 Cathodoluminescence images and analytical spots for zircons from the granite (Sample G224-2) in the Jiamusi uplift

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 佳木斯隆起花岗岩(样品G224-2) 锆石LA-ICP-MS U-Pb测年数据表 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the granite (Sample G224-2) from the Jiamusi uplift

表 1 佳木斯隆起花岗岩(样品G224-2) 锆石LA-ICP-MS U-Pb测年数据表 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of the granite (Sample G224-2) from the Jiamusi uplift

花岗岩样品G224-2中锆石均较自形，多为无色透明，晶形以次棱角状、柱状为主，少数为棱角钝化的自形柱状，晶体中可见凹坑、沟槽及断口磨蚀痕迹，见裂纹和固气相包体，粒径以0.1~0.2mm为主，大多数锆石具有清晰的岩浆震荡环带，个别锆石边部发育细窄增生边和残留的晶核结构(图 4)，Th/U介于0.12~0.54之间，绝大多数大于0.2，与CL图像分析结果一致，说明绝大多数锆石应为岩浆结晶锆石(Hoskin and Black, 2000)。对该样品进行锆石U-Pb测年分析，12颗锆石分析点的表面年龄基本位于谐和线上或其附近，²⁰⁶Pb/²³⁸Pb加权平均年龄为511.2±6.1Ma(MSWD=0.37)(图 5)，由此确定该花岗岩岩体形成时间为511.2±6.1Ma。

图 5

Fig. 5

图 5 佳木斯隆起花岗岩(样品G224-2) 锆石U-Pb年龄谐图(a)和谐和年龄加权平均值(b) Fig. 5 Zircon U-Pb concordia diagram (a) and the weighted average (b) from the granite (Sample G224-2) of the Jiamusi-uplift

电子探针独居石Th-U-Pb化学年龄的测定方法(CHIME，Chemical Th-U-Total Pb Isochron Method)最早由Suzuki (1991a)提出，是一种新的微区定年方法。经过10余年的的探索和应用，其定年精确度非常接近SHRIMP定年，在造山带的年代学研究等方面取得了令人瞩目的成果(Suzuki et al., 1991b, 1994; Williams et al., 1999; 刘树文等, 2004)。独居石CHIME法测年与传统的测年方法相比较的优势在于：(1) 具有更好的空间分辨率，电子探针的束斑直径可小到1~5μm，空间分辨率明显优于SHRIMP方法(20~30μm)；(2) 真正做到原位定年，可以在岩石薄片上做直接测定；(3) 独居石自身的特征，易于溶解和沉淀，对不同地质事件均可能留下记录；(4) 独居石CHIME法测年成本低可以进行大量的测年；(5) 这种方法方便、快捷，经济。

由于独居石富含Th(质量分数一般为3%~15%，有时达到25%)和U(几百×10^-6)，所以由放射产生的Pb累积得非常快，不到100个百万年就可达到一个可用电子探针精确测量的水平。而且大量的分析实践已表明，独居石还具有以下有利于应用电子探针进行测年的两个特点：(1) 独居石中非放射性产生的普通铅可以忽略不计。多年来对独居石进行的大量传统的U-Pb同位素测年分析的结果已经表明，独居石中非放射性成因Pb的含量总是非常少，大多在1×10^-6左右通常可以忽略不计；(2) 多数岩石的独居石中U/Th/Pb的质量比值通常未受到后期地质作用而改变，即大多数独居石自形成后一直处于封闭系统。多数情况下，独居石的U-Pb系统或者被后期地质事件完全重置，或者完全不受影响，而事实上对独居石化学测年更重要的Th-Pb系统已被证明比U-Pb系统更稳定，所以，研究者认为会产生无意义的化学年龄的Pb的部分丢失是不常见的，当然在某些情况下是有可能的，这种影响在复杂的变质岩样品中应该加以认真考虑。

假定独居石中没有放射性成因Pb的丢失，且普通Pb的含量可以忽略不计，则独居石中Pb的含量与Th、U之间有如下关系式：

其中，t即独居石自形成以来的地质年龄，λ表示各同位素衰变常数：

(3)

λ₂₃₂=4.9475×10^-11/a，λ₂₃₅=9.8485×10^-10/a，λ₂₃₈=1.55215×10^-10/a，M表示氧化物的分子量，即M(PbO)=224，M(ThO₂)=264，M(UO₂)=270。将由电子探针测得的w(ThO₂)、w(UO₂)以及w(PbO)含量值代入(3) 式并经多次迭代即可得到各被测点的微区表面年龄。

独居石富含Th，Th-Pb系统占支配地位，故可把w(ThO₂)和w(UO₂)的总量由下式换算成w(ThO₂^*)：

(4)

如果同一样品中不同独居石颗粒或同一颗粒不同部位含有相同的普通铅(原始铅)，而且w(UO₂)、w(ThO₂)的含量不同，且保持在一个封闭的体系内，则所有分析数据在以w(ThO₂^*)-w(PbO)为坐标的图解上将构成一条斜率为m，截距为b的“等时线”：

(5)

其中m是等时年龄t的函数：

(6)

截距b被认为可以代表普通铅(非放射性铅)的含量(%)。通过解(6) 式可获得等时年龄的一级近似值t₁，再以t₁替代(4) 式中的t求得二级近似值t₂，如此反复迭代直到满足年龄的精度要求(刘树文等, 2004)。

将岩石样品G224-2破碎后挑选出独居石，再用环氧树脂固定在玻璃片上，研磨抛光制成探针薄片备测，测试工作在日本岛根大学的年代学测试中心完成，测试仪器是日本JEOL公司生产的4道JCXA-8800型电子探针机，加速电压为15kV，速流2×10^-7A，束斑5μm。以400s累计X射线强度时，在2σ可信度情况下，ThO₂、UO₂和PbO检出限分别为0.008%~0.009%、0.009%~0.010%和0.006%~0.007%。当包括干涉校正内的PbO含量为0.01%、0.02%和0.05%左右时，其分析误差分别约为50%、30%和10%；当PbO含量约为0.1%时，其分析误差小于5%。ThO₂和UO₂分析误差与PbO相同，但当其含量为0.2%~0.5%时，误差约为3%；含量大于0.5%时，分析误差则2%左右。样品G224-2花岗岩中独居石测试数据见表 2。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 佳木斯隆起花岗岩(样品G224-2) 中独居石的电子探针分析结果(wt%) Table 2 Analytic results of monazite from the granite (Sample G224-2) in the Jiamusi uplift (wt%)

表 2 佳木斯隆起花岗岩(样品G224-2) 中独居石的电子探针分析结果(wt%) Table 2 Analytic results of monazite from the granite (Sample G224-2) in the Jiamusi uplift (wt%)

花岗岩样品G224-2中的独居石为黄褐色粒状，粒径0.1~0.15mm不等，基本不见生长环带(图 6)。在独居石颗粒上做了24个点分析，选择样品中独居石点分析比较好的8个点(表 2)，采用Geisler (1999)的程序软件在PbO-ThO₂^*图上对这些点进行了回归处理，其通过原点的等时线年龄值为494.35±23.63Ma，MSWD=0.11，一直性拟合比较理想(图 7)，表明独居石的U-Th-Pb封闭体系没有被破坏。

图 6

Fig. 6

图 6 花岗岩(样品G224-2) 中独居石的电子探针测年分析点位 Fig. 6 Electron probe analysis point of monazites of the granite (Sample G224-2)

图 7

Fig. 7

图 7 花岗岩(样品G224-2) 中独居石样品的ThO2*-PbO的等时线年龄 Fig. 7 Plot of ThO2* vs. PbO for monazites of the granite (Sample G224-2)

花岗岩样品G224-2和G222-2中黑云母和钾长石的⁴⁰Ar/³⁹Ar测年在中国地震局地质研究所年代学实验室进行，矿物样品在中国科学院原子能研究院中子照射，⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄在全金属超高真空系统中用高温电阻炉阶段升温熔样释气，并经过纯化后，在MM1200质谱仪作同位素比值测定，具体的操作流程参阅(陈文寄等, 1992)文献，分析结果见表 3。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 样品G224-2和G222-2中黑云母和钾长石40Ar/39Ar测年数据表 Table 3 The analytical date for biotite and K-feldspar from the sample G224-2 and G222-2

表 3 样品G224-2和G222-2中黑云母和钾长石40Ar/39Ar测年数据表 Table 3 The analytical date for biotite and K-feldspar from the sample G224-2 and G222-2

样品G224-2中黑云母⁴⁰Ar/³⁹Ar阶段加热法测年结果显示，第一加热阶段得到的年龄很低，其余阶段坪却显示出稳定的年龄坪(图 8a)，释放的³⁹Ar占95.7%，坪年龄为260.2±1.4Ma，等时线年龄为262.7±4.9Ma(图 8b)。样品G224-2中钾长石⁴⁰Ar/³⁹Ar阶段加热法测年结果显示，除第一加热阶段得到的年龄较高外，其余各个年龄坪年龄差别很小，全部分布在主坪年龄附近(图 8c)，释放的³⁹Ar占99.7%，坪年龄为249.4±1.2Ma，等时线年龄为246.5±3.5Ma(图 8d)。

图 8

Fig. 8

图 8 样品G224-2中黑云母和钾长石40Ar/39Ar坪年龄图(a、c)及36Ar/40Ar-39Ar/40Ar反转等时线年龄图(b、d) Fig. 8 40Ar/39Ar age spectrum (a, c) and inverse isochron age (b, d) for biotite and K-feldspar from the sample G224-2

样品G222-2中黑云母⁴⁰Ar/³⁹Ar阶段加热法测年结果显示，整体是一个比较稳定的年龄坪(图 9a)，各个加热阶段中，只有第一阶段的年龄值较低，其它九个阶段释放出³⁹Ar占91.7%，得出的坪年龄为260.4±1.8Ma，等时线年龄为261.3±3.8Ma(图 9b)。样品G222-2中钾长石⁴⁰Ar/³⁹Ar阶段加热法测年结果显示，第一加热阶段所得年龄值很高，其后几个年龄阶段差别不大，显示一个较好的年龄坪，它们释放的³⁹Ar占94.6%，坪年龄为238.9±1.7Ma(图 9c)，等时线年龄为241±2Ma(图 9d)。从以上结果可以看出：每个样品的坪年龄和反转等时线年龄都基本吻合，⁴⁰Ar/³⁶Ar初始比值在误差范围内都与大气值(295.5) 没有差别，说明样品中没有过剩氩。

图 9

Fig. 9

图 9 样品G222-2中黑云母和钾长石40Ar/39Ar坪年龄图(a、c)及36Ar/40Ar-39Ar/40Ar反转等时线年龄图(b、d) Fig. 9 40Ar/39Ar age spectrum (a, c) and inverse isochron age (b, d) for biotite and K-feldspar from the sample G222-2

将图 10中的温度坐标换算成深度坐标，就可以把图 10的冷却历史曲线变成隆升历史曲线。从样品G224-2隆升曲线(图 10)可以看出，老平岗花岗岩岩体侵位与结晶(511Ma)之后，经历了近17Myr年的快速隆升过程，在511~494Ma期间，冷却速率为11.76℃/Myr，隆升速率为0.294mm/a，17Myr隆升总幅度达5.00km；494Ma之后，隆升速率非常缓慢，在494~262.5Ma期间，冷却速率仅为1.51℃/Myr，隆升速率仅为0.038mm/a，231.5Myr隆升总幅度仅有8.80km；262.5Ma以来佳木斯隆起隆升速率再次加快，进入另一个快速隆升阶段，经历了近16.5Myr年的快速隆升过程，262.5~246Ma期间，冷却速率为9.38℃/Myr，隆升速率为0.235mm/a，16.5Myr隆升幅度达3.88km。从样品G222-2隆升曲线可以看出，老平岗花岗岩岩体在261~241Ma期间，经历了近20Myr年的快速隆升过程，冷却速率为7.5℃/Myr，隆升速率为0.188mm/a，20Myr隆升幅度达3.76km。综合G222-2与G224-2的隆升曲线分析，晚二叠世-中三叠世(260~240Ma)期间，冷却速率平均为8.44℃/Myr，隆升速度平均为0.211mm/a，隆升幅度平均4.22km。综合分析显示，佳木斯隆起在晚三叠世之前主要存在三个隆升阶段，分别为早古生代早期(511~494Ma)和晚二叠世-中三叠世(260~240Ma)快速隆升阶段以及期间的慢速隆升阶段。

图 10

Fig. 10

图 10 佳木斯隆起老平岗岩体热年代学演化曲线图 Fig. 10 Diagram of thermochronological evolution of Laopinggang granites in Jiamusi uplift

目前关于松嫩地块和佳木斯地块的碰撞时间还缺乏明确的结论，黑龙江省地质矿产局(1993) 曾获得鸡岭、小西林和朝鲜屯等花岗岩体的Rb-Sr等时线年龄为440~370Ma，并据此建立了黑龙江省的加里东运动，提出佳木斯地块与松嫩地块是经加里东运动拼贴到一起的。Meng et al. (2010)对佳木斯地块上泥盆纪砂岩碎屑锆石测年分析认为其闭合时间为泥盆纪之前。佳木斯地块西缘分布的“黑龙江群”为一套具有蛇绿岩和蓝片岩残块的构造混杂岩，一直被认为是佳木斯和松嫩地块拼合的标志，但目前关于这套混杂岩的形成时代存在较大的认识分歧，张兴洲(1992)对牡丹江地区的蓝片岩中的蓝闪石⁴⁰Ar/³⁹Ar测年研究认为佳木斯地块与松嫩地块在晚元古代(644~500Ma)开始拼贴，到志留纪(445~414Ma)完全闭合。最近的研究认为黑龙江杂岩的形成时代为侏罗纪，蓝片岩相变质作用的时代也为侏罗纪(Wu et al., 2007a; Zhou et al., 2009; 李伟民等, 2014)。然而，近年来随着对东北地区古生物与区域地层学的研究取得了显著的成果，王成文等(2008)对兴蒙造山带中二叠世的哲斯组腕足动物群的研究表明，其属于北方大区凉水型动物群，整个东北地区均有分布，说明佳木斯地块和松嫩地块在二叠纪之前就具有相似的冷水型生物群。从上述的研究结果不难看出，不同研究领域的学者对佳木斯地块与松嫩地块的碰撞时间仍有很大的分歧。

本文根据佳木斯隆起(511~494Ma)快速隆升剥露历史，确定了松嫩地块与佳木斯地块闭合时间为~500Ma。该时期不仅佳木斯隆起快速隆升，而且整个佳木斯地块都处于抬升期，对应于佳木斯地块缺少中、晚寒武世地层(黑龙江省地质矿产局, 1993)。受松嫩地块与佳木斯地块闭合作用的影响，佳木斯地块与松嫩地块存在大量的~500Ma的岩浆岩年龄，刘建峰等(2008)报道了松嫩地块上一些关于张广才岭地区~500Ma的岩浆岩年龄，具体包括伊春二长花岗岩的LA-ICPMS锆石年龄为508±15Ma；在铁力花岗闪长岩的年龄为499±1Ma以及伊春东部碱长花岗岩的年龄为471±3Ma，由老到新，这三类花岗岩组合的依次出现反映了同碰撞-碰撞后伸展的构造演化特点。Wilde et al.(2000, 2003)、Wilde等(2001)在佳木斯地块上获得与麻粒岩相变质作用同时侵位的石榴石花岗岩的时代为502~507Ma，稍早的花岗片麻岩和变形的似斑状花岗岩的年龄为515~525Ma。

上述证据表明，~500Ma花岗岩在松嫩地块和佳木斯地块中普遍存在，虽然由于各地块所形成的花岗岩类型有所不同，但反映出该区存在早古生代造山作用应该是肯定的，伴随早古生代造山运动发生的角闪岩相-麻粒岩相变质作用和花岗岩浆侵入作用标志着佳木斯地块和松嫩地块在早加里东期(~500Ma)经历过一次重要的碰撞拼贴事件。Meng et al. (2010)对出露于松嫩地块之上的早泥盆黑龙宫组石英砂岩中的碎屑锆石测年分析认为，黑龙宫组存在大量489~551Ma的碎屑锆石，这与佳木斯地块上麻山群和广泛分布的早古生代花岗岩以及佳木斯地块上早、中泥盆世黑台组砂岩中碎屑锆石的年龄特征吻合，表明佳木斯地块为其提供了部分物源。进一步暗示松嫩地块和佳木斯地块在黑龙宫组(413Ma)沉积之前已经完成拼合，结合佳木斯地块与松嫩地块上的花岗岩研究结果分析认为，佳木斯地块与松嫩地块的闭合时间为~500Ma，这与佳木斯隆起在511~494Ma快速隆升相吻合。

佳木斯隆起隆升历史与构造-热事件演化规律相对应，特别是发表的锆石测年数据所对应的花岗岩在成因类型及分布上与区域构造演化背景有着密切的关系，因此，有理由把这些峰期年龄与佳木斯隆起的隆升阶段相对应，作为讨论佳木斯地块地质演化的基本构造-热事件的一种方法。笔者收集整理佳木斯地块上有关花岗质岩石的测年数据统计，根据测年统计结果显示，佳木斯地块缺失300~470Ma的花岗质岩浆活动的锆石年龄纪录，显示从中奥陶世-二叠纪初该区基本没有花岗质岩浆活动的记录，说明佳木斯地块经历了早古生代早期(~500Ma)的区域变质和岩浆活动后进入了一个相对稳定的构造演化阶段，300~270Ma花岗岩的年龄数据很少是相对较弱的时期(表 4、图 11)。Wu et al. (2001)对东北显生宙花岗岩锆石年龄统计显示，东北各地块缺失340~460Ma的花岗质岩浆活动的锆石年龄纪录，显示从晚奥陶世-早石炭世东北地区基本没有花岗质岩浆活动的记录。494~260Ma期间没有或少量花岗质岩浆活动的记录反映该时期佳木斯隆起处于缓慢的隆升剥蚀阶段，与该时期佳木斯隆起缓慢隆升相对应的同期沉积地层主要有奥陶纪尚志群、小金沟组、大青组；泥盆纪黑龙宫组、宏川组、黑台组、老秃顶子组以及七里卡山组；石炭纪北兴组、唐家屯组、杨木岗组；早二叠世青龙屯组、中二叠世土门岭组、五道岭组(黑龙江省地质矿产局, 1993)。

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 佳木斯地块古生代-早中生代花岗质岩类定年结果 Table 4 Dating result for the Paleozoic-Early Mesozoic granitoids in Jiamusi Massif

表 4 佳木斯地块古生代-早中生代花岗质岩类定年结果 Table 4 Dating result for the Paleozoic-Early Mesozoic granitoids in Jiamusi Massif

图 11

Fig. 11

图 11 佳木斯地块古生代-早中生代岩浆锆石年龄频率图 Fig. 11 Relative probability of magmatic zircons formed in Paleozoic-Early Mesozoic from Jiamusi Massif

目前对于古亚洲洋的闭合时间的研究主要集中于佳-伊断裂带以西地区(唐克东, 1992; 徐备和陈斌, 1997; 郭胜哲, 1986; 曹从周等, 1986; 邵济安等, 1991; Wang and Liu, 1986; 李锦轶, 1986, 1998; 王荃等, 1991; Wu et al., 1998; Miao et al., 2008; 刘兵等, 2014)。由于佳-伊断裂带以东地区覆盖严重，后期构造改造强烈，因此对古亚洲洋东端的闭合时间研究相对比较薄弱。王荃等(1991)根据吉林出现的大量晚海西期花岗岩和古生物地理分布格局认为古亚洲洋在早二叠世末期闭合。孙德有等(2004)通过对吉林大玉山花岗岩体颗粒锆石U-Pb同位素年龄测定，认为古亚洲洋的闭合时间为晚二叠世末期。吴福元等(2001)对佳木斯地块上青山、楚山、柴河和石场四个岩体的锆石蒸发法和高精度的锆石离子探针U-Pb年龄测试年龄分别为270±4Ma、256±5Ma、254±4Ma、267±2Ma，黄映聪等(2008)对黑龙江省东部佳木斯隆起美作花岗岩的锆石U-Pb年龄为259Ma，根据花岗岩的年龄及地球化学分析分析认为古亚洲洋的最终闭合时间为晚二叠世末期(吴福元等, 2001; 黄映聪等, 2008)。由于花岗岩成因类型的多样性以及成分极性变化的不敏感，因此，将花岗岩的年龄作为古亚洲洋闭合的时间有待商榷。

笔者根据不同矿物的封闭温度、测年结果以及地温梯度等计算分析认为260~240Ma快速隆升事件主要是与华北板块与佳木斯地块碰撞作用有关，该时期处于一种挤压的构造环境，在碰撞过程中发育了大量的晚二叠世-早三叠世花岗岩(吴福元等, 2001; 孙德有等, 2004; 李锦轶等, 2007; 黄映聪等, 2008; Miao, 2008; Zhou and Wilde, 2013)。李锦轶等(2007)对内蒙古东部双井子中三叠世同碰撞壳源花岗岩测年为229Ma和237Ma，并认为华北板块与北侧地块碰撞开始于中二叠世中期(270Ma)，结束于中三叠世。Miao et al. (2008)等对内蒙古贺根山缝合带中花岗闪长岩定年为244Ma，该花岗闪长岩是为仰冲的古亚洲洋壳熔融形成，代表了古亚洲洋闭合的结束，据此认为华北板块北缘与其北侧地块最终闭合的时间应在P₃-T₂。Zhou and Wilde (2013)对吉林呼兰杂岩、色洛河杂岩和青龙群杂岩定年分析认为古亚洲洋的最终闭合时间为230Ma，根据花岗岩的定年结果及地球化学分析综合分析认为古亚洲洋的闭合时间为P₃-T₂，与该时期佳木斯隆起快速隆升相吻合。260~240Ma间，与佳木斯隆起的快速隆升相对应的同期沉积的地层主要为晚二叠世红山组、晚二叠世-早三叠世城山组、早、中三叠世南村组(黑龙江省地质矿产局, 1993)，晚二叠世红山组、晚二叠世-早三叠世城山组主要为一套含砾砂岩、岩屑长石砂岩，反映源区为快速隆升的构造环境。

综上所述，根据佳木斯隆起快速隆起历史，并结合花岗岩的年龄分布特征以及该时期的沉积相应，综合分析认为古亚洲洋的闭合时间应为晚二叠世-中三叠世早期。

综合热年代学和区域构造演化研究认为黑龙江东部佳木斯隆起晚三叠世之前主要存在三个隆升阶段：

第一阶段：早古生代早期(511~494Ma)快速隆升阶段，冷却速率为11.76℃/Myr，隆升速率为0.294mm/a，17Myr隆升总幅度达5.00km。该事件应与佳木斯地块与松嫩地块拼接有关；

第二阶段：494~260Ma相对慢速隆升阶段，冷却速率仅为1.51℃/Myr，隆升速率仅为0.038mm/a，234Myr隆升总幅度仅有8.80km。代表了佳木斯地块的一个稳定发展时期；

第三阶段：晚二叠世-中三叠世早期(260~240Ma)的快速隆升阶段，冷却速率平均为8.44℃/Myr，隆升速度平均为0.211mm/a，20Myr隆升幅度平均达4.22km。该事件应与佳木斯地块与华北板块在二叠纪末至中三叠世拼接有关。