華北板塊北緣東段三疊紀構造演化
——來自遼北開原巖漿巖年代學、地球化學的證據(jù)*

陳井勝 李崴崴 時溢 李斌 趙春強 張立東

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心，沈陽 110034 2. 東北地質(zhì)科技創(chuàng)新中心，沈陽 110034 3. 遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)研究院有限責任公司，沈陽 110029

作為顯生宙最大的俯沖-增生型造山帶，中亞造山帶處于西伯利亞板塊和華北板塊之間，其形成與古亞洲洋演化緊密相關(eng?retal., 1993；eng?r and Natal’in，1996；Jahnetal.，2004)。中亞造山帶經(jīng)歷了顯著的大陸改造過程以及復雜的演化過程，具多樣的結構構造、物質(zhì)組成(eng?retal., 1993；徐備和陳斌，1997；李錦軼等，2009；許志琴和張國偉，2013)，蘊藏大量的金屬與非金屬礦產(chǎn)資源(毛景文等，2003；陳衍景等，2009；孫景貴等，2012；李錦軼等，2013)，是中外地質(zhì)學者探討大陸動力學演化過程的重要研究對象(圖1a)。與華北板塊北緣毗鄰的中亞造山帶即為興蒙造山帶，是我國演化歷史最長、構造及巖漿活動最復雜的造山帶，由不同時期的微陸塊和顯生宙造山帶拼合形成，整個顯生宙都發(fā)生了陸殼增生(Wuetal., 2002，2011；Li, 2006；陳衍景等，2009)。興蒙造山帶的形成與古亞洲洋的閉合有關，越來越多的資料證明，古亞洲洋最終沿著索倫-西拉木倫-長春-延吉一線閉合，其閉合演化時間跨度很長，并且存在自西向東逐步演化的趨勢(Zhangetal., 2004；孫德有等，2004；Songetal., 2015；Liuetal., 2017a；Chenetal., 2019)。陳斌等(2001)在蘇左旗識別出230～250Ma碰撞花崗巖，認為古亞洲洋閉合作用持續(xù)時間很長(310Ma～230Ma)。李錦軼等(2007)在內(nèi)蒙古東部的雙井子發(fā)現(xiàn)年輕的地殼重熔巖漿結晶形成晚三疊世同碰撞S型花崗巖(229Ma、237Ma)，認為興蒙造山帶與華北板塊沿西拉木倫縫合帶約270Ma開始碰撞，230Ma 結束。部分學者通過對赤峰地區(qū)出露的石炭紀、二疊紀、三疊紀花崗巖的研究，認為古亞洲洋閉合過程從早石炭世(358～352Ma)持續(xù)到晚三疊世(232～230Ma)(陳井勝等，2017； Chenetal., 2018，2019；陳井勝，2018；李崴崴等，2020)。華北板塊北緣中段集寧地區(qū)中二疊世已經(jīng)進入到后碰撞環(huán)境(施光海等，2004；Li, 2006；Zhangetal., 2007；王挽瓊，2014)；赤峰地區(qū)中二疊世處于同碰撞階段(陳井勝，2018)；華北板塊北緣東段法庫-長春-延邊地區(qū)中二疊世為活動大陸邊緣環(huán)境，形成一系列高堿性島弧火成巖巖石組合(曹花花等，2012；Yuetal., 2013；Shietal., 2019b；Liuetal., 2020)。綜上說明，古亞洲洋自西向東以“剪刀式”閉合，并且持續(xù)時間較長，華北板塊北緣東段相對于西邊的演化過程要滯后(曹花花，2013)。

二疊紀末期華北板塊北緣東段處于古亞洲洋閉合階段，已被眾多學者證實(曹花花，2013；Guanetal., 2019，2022；Shietal., 2019b；Liuetal., 2020)。那么進入三疊紀后，本區(qū)的構造演化過程如何？部分學者認為本區(qū)三疊紀巖漿巖形成于造山階段擠壓環(huán)境下，華北板塊北緣東段的擠壓碰撞作用一直持續(xù)到晚三疊世(224Ma)(劉錦等，2016)，可進一步詳細劃分為3個構造演化過程：晚二疊世中期(～255Ma)過后，本區(qū)已經(jīng)進入俯沖向同碰撞的轉(zhuǎn)換過程(Caoetal., 2013；劉錦等，2016；Liuetal., 2020；Shietal., 2022b)；隨后進入造山階段(250～240Ma)；中三疊世中期后(～240Ma)進入造山后的伸展過程(劉錦等，2016；Liuetal.,2020；Shietal., 2022a)。也有人將本區(qū)三疊紀構造-巖漿演化過程粗略劃分了252～242Ma和240～215Ma兩個階段(Liuetal., 2020)；或僅將241～215Ma劃歸為同一伸展構造背景(Shietal., 2019b；時溢，2020)。此外，對于242～240Ma存在于法庫、開原、昌圖地區(qū)的“雙峰式”巖漿巖(Zhangetal., 2009；Wuetal., 2011；時溢，2020；本文數(shù)據(jù))及琿春地區(qū)高鎂閃長巖(付長亮等，2010)置于何種構造背景之下？將巖漿活動不發(fā)育的240～230Ma階段出露的“C”型埃達克質(zhì)花崗閃長巖，也劃為伸展背景是否合適(Shietal., 2019b；時溢，2020)？所以，華北板塊北緣東段三疊紀構造演化需要進一步的詳細研究和劃分。

近些年，在華北板塊北緣東段增生帶內(nèi)，越來越多的中-新元古代或古生代混雜巖被識別，眾多古生代-早中生代地質(zhì)體被解體出來，以此為研究對象，確定構造屬性，用以反演古大洋演化過程(Guanetal., 2019；Shietal., 2019a, b，2022a, b；Liuetal., 2020；張麗等，2020)。開原地區(qū)地處華北板塊北緣構造帶東段，存在大量的古生代混雜巖及花崗巖和火山巖，這些地質(zhì)體是古亞洲洋閉合過程中不同巖漿-構造演化階段的產(chǎn)物，對于了解古亞洲洋的演化歷史有著重要的科學意義。筆者團隊在開原地區(qū)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查過程中，從原劃為晚古生代的開原雜巖中新識別出輝長巖及流紋巖，通過巖相學、鋯石U-Pb年代學及巖石地球化學研究，結合華北板塊北緣東段存在的三疊紀巖漿巖、蛇綠巖、磨拉石建造及變質(zhì)作用等資料，探討本區(qū)三疊紀巖漿巖的地球動力學背景及古亞洲洋構造域三疊紀演化過程。

1 地質(zhì)背景及樣品特征

近年來，筆者團隊通過區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作，在華北板塊北緣增生帶法庫-開原-昌圖-公主嶺地區(qū)新元古代及早古生代構造巖片內(nèi)，陸續(xù)識別出早古生代巖漿弧和晚古生代巖漿弧。其中早古生代巖漿弧可與內(nèi)蒙古中部的白乃廟島弧對比，是其東延部分(陳井勝等，2017；Shietal., 2019a)。晚古生代巖漿弧顯著發(fā)育于華北板塊北緣斷裂與長春-延吉縫合帶之間(Guanetal., 2019；Shietal., 2019b；張麗等，2020；Liuetal., 2020)。在法庫地區(qū)新發(fā)現(xiàn)晚二疊世-早三疊世(252～248 Ma)蛇綠混雜巖巖石組合，代表了古亞洲洋在松遼盆地南緣最終閉合位置(Shietal., 2022b)。前人通過對東北地區(qū)重磁數(shù)據(jù)分析，認為華北板塊與西伯利板塊的縫合帶寬240km，近東西向展布，西起朝陽北、通遼南，過沈陽北、長春北折向南東東，直到通化北和琿春南(孫中任等，2020)。以上資料說明古亞洲洋在東段最終沿著法庫-梨樹-長春-樺甸-延吉一線閉合，被四平-哈爾濱斷裂、伊通-舒蘭斷裂、敦化-密山斷裂改造(圖1b)。

遼北開原地處華北板塊與長春-延吉縫合帶間的陸緣增生帶上，也正是古生代巖漿弧通過的區(qū)域。板塊邊緣出露新太古代變質(zhì)深成巖基底殘塊及發(fā)育前造山基性-超基性巖，新元古代及古生代雜巖；晚古生代-中生代花崗質(zhì)巖漿作用劇烈，廣泛分布于本區(qū)。該地區(qū)增生雜巖為佟家屯巖組和照北山巖組。其中，佟家屯巖組巖性主要為變質(zhì)安山巖(局部為玻安巖)(Yuanetal., 2016)、玄武巖，局部夾石英黑云片巖、黑云陽起片巖、綠泥片巖、變輝長巖、絹云母片巖及變質(zhì)流紋巖、斜長角閃(片)巖、方解大理巖等。此外，沿清河斷裂附近分布的蘆家堡子巖組(石英砂巖、大理巖及綠簾陽起片巖等組成，其原巖為一套火山-沉積巖系)也可能與其相當。照北山巖組巖性主要為方解大理巖、含透閃石石墨方解大理巖、變粒巖、淺粒巖、石英片巖，夾片麻巖和斜長角閃巖等。本次研究樣品采自從佟家屯巖組及照北山巖組解體出來的輝長巖及變流紋巖，采樣位置見圖2、表1。

表1 遼北開原地區(qū)巖漿巖同位素樣品采集點及巖性Table 1 Location and lithology for the magmatic rocks from the Kaiyuan area, North Liaoning

細粒輝長巖(樣品D2009)，采自于八棵樹鎮(zhèn)建材場村北大理巖采場2號坑(圖2)，侵入大理巖中(圖3a)。輝長輝綠結構，半自形粒狀結構(圖3b，c)，塊狀構造。巖石主要成分由斜長石、輝石、黑云母組成，副礦物為磁鐵礦、鈦鐵礦等。斜長石，半自形、柱狀，聚片雙晶、環(huán)帶發(fā)育，主要粒徑0.5～1mm，架構排列，中間充填細粒的輝石呈輝綠結構，局部見輝長結構，含量約75%。輝石，他形、粒狀，淺黃-淺綠-淺褐色調(diào)，主要為單斜輝石中的普通輝石，主要粒徑0.05～0.5mm，少量粒徑0.5～2mm，含量約24%。黑云母，自形、片狀，具有褐色-深褐色明顯多色性，粒徑0.1～0.3mm，含量約1%(圖3b，c)。副礦物： 磁鐵礦、鈦鐵礦等。礦物普遍發(fā)生明顯的次生變化，以綠泥石化、角閃石化、簾石化和粘土化為主。

變質(zhì)中細粒輝長巖(樣品D2007)，樣品采自于鐵嶺市清河水庫北側北大溝村(圖2)。變余輝長結構(圖3d)，塊狀構造。局部發(fā)育變余包橄結構，變余嵌晶含長結構、變余反應邊結構。原巖為中細粒橄欖輝長巖，主要成分包括斜長石、輝石、橄欖石、角閃石、黑云母， 副礦物為磁鐵礦、鈦鐵礦等，蝕變礦物為纖閃石、次閃石、蛇紋石、黝簾石、顯微鱗片狀黑云母。斜長石，半自形、柱狀，聚片雙晶發(fā)育，與輝石呈輝長結構、嵌晶含長結構，強烈的黝簾石化，主要粒徑0.2～2mm，部分顆粒2～5mm，少量粒徑5～8mm，含量約55%。輝石，半自形短柱狀，邊部具角閃石的反應邊，其中含橄欖石、斜長石等呈嵌晶含長結構、包橄結構，強烈的纖閃石化，主要粒徑0.2～2mm，部分顆粒2～5mm，常含粒狀的橄欖石呈包橄結構，部分顆粒邊部具褐色角閃石反應邊，含量約30%。橄欖石：他形、不規(guī)則狀，無色，強烈的變質(zhì)為顯微鱗片狀的黑云母、磁鐵礦等保留其晶型特征，在輝石中呈包橄結構，部分顆粒邊部具角閃石反應邊，主要粒徑0.1～0.5mm，含量約8%。角閃石：他形、粒狀，兩組斜交角閃石式解理，無色-綠色多色性，為原來褐色角閃石的次閃石化，充填于輝石、橄欖石顆粒間，部分在輝石、橄欖石邊部呈反應邊結構，粒徑0.2～0.5mm，不同程度的綠泥石化，含量約5%。黑云母：他形、片狀，褐色，充填于輝石、橄欖石等顆粒間，粒徑0.2～0.5mm，含量約2%(圖3e，f)。副礦物為 磁鐵礦、鈦鐵礦、磷灰石等。

輝長巖(樣品D2011)，采自于開原縣松山堡鄉(xiāng)冰峪村北關門山水庫邊(圖2)，此輝長巖呈巖株產(chǎn)出(圖2)。輝長結構，塊狀構造(圖3k)。主要由斜長石和角閃石組成，其次為石英、綠簾石、輝石、綠泥石和不透明暗色礦物等組成。斜長石，呈自形-半自形板柱狀，粒徑0.21～2.67mm，發(fā)育聚片雙晶，晶內(nèi)發(fā)生絹云母化、粘土化、簾石化和碳酸鹽化現(xiàn)象，含量約52%。角閃石，半自形柱狀，粒徑0.30～2.84mm，大部分顆粒為輝石退變質(zhì)而來，常見中心輝石殘余現(xiàn)象，發(fā)育柱面完全解理，含量約39%。石英，他形粒狀，分布在前者顆粒間隙中，粒徑和含量均相對較小，含量約5%?？梢娋G簾石和綠泥石等，極少量金屬礦物產(chǎn)出，主要呈星散狀分布，約占4%(圖3l)。礦物普遍發(fā)生次生變化，以絹云母化、綠泥石化、角閃石化、簾石化和粘土化為主。

變流紋巖(樣品D2034)，采自于清河水庫北側石人溝村佟家屯巖組(圖2)，噴發(fā)不整合于玄武巖之上(圖3g)。變余斑狀結構，基質(zhì)為片狀柱狀粒狀變晶結構(圖3h，i)。巖石由角礫、碎斑和碎基組成。角礫，成分為長英質(zhì)，透鏡狀、眼球狀，長軸定向，粒徑1～3mm，含量約為25%；碎斑，成分為斜長石、石英，斜長石顯微裂隙，長軸定向，石英斑晶具亞晶粒結構，含量約為20%；碎基，成分為隱晶長英質(zhì)，鱗片狀的絹云母連續(xù)定向排列，呈千枚狀構造，粒徑<0.2mm，含量約為55%。

2 分析方法

2.1 年代學分析方法

樣品的破碎和鋯石挑選由河北省廊坊市宇能礦物分選有限公司完成，采用磁選和重液分選出鋯石晶體，制靶、固化后打磨拋光使鋯石內(nèi)部結構暴露，用于反射光、透射光、陰極發(fā)光(CL)鋯石圖像采集和鋯石U-Pb 測年。陰極發(fā)光(CL)鋯石圖像采集在北京鋯年領航科技有限公司完成。

D2007、D2009、D2011、D2034等4個樣品的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學測試在吉林大學東北亞礦產(chǎn)資源評價自然資源部重點實驗室完成。激光剝蝕使用美國相干公司(Coherent)COMPExPro型ArF準分子激光器，質(zhì)譜儀為美國安捷倫公司7500A型四極桿等離子質(zhì)譜。激光束斑直徑32μm，激光能量密度10J/cm2，剝蝕頻率8Hz。剝蝕樣品前首先采集30s的空白，隨后進行30s的樣品剝蝕，剝蝕完成后進行2min的樣品池沖洗。載氣使用高純度He氣，氣流量為600mL/min；輔助氣為Ar氣，氣流量為1.15L/min。對于不用同位素的采集時間，204Pb、206Pb、207Pb和208Pb為20 ms，232Th、238U為15ms，49Ti為20ms，其余元素為6ms。使用標準鋯石91500(1062Ma)作為外標進行同位素比值校正，標準鋯石PLE/GJ-1/Qing Hu為監(jiān)控盲樣。元素含量以國際標樣NIST610為外標，Si為內(nèi)標元素進行計算，NIST612和NIST614為監(jiān)控盲樣。使用Glitter軟件進行同位素比值及元素含量的計算。諧和年齡及圖像使用Isoplot/Ex(3.0)給出(Ludwig,2003)。普通鉛校正使用Andersen (2002)給出的程序計算。分析數(shù)據(jù)及鋯石U-Pb諧和圖給出誤差為1σ，表示95%的置信度。

2.2 地球化學分析方法

對本次采集的輝長巖與流紋巖進行主量元素、微量元素和稀土元素測定，測試在自然資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心檢測分析完成。主量元素分析采用Axios MaxX-熒光光譜儀；其中，F(xiàn)eO采用50 mL滴定管滴定；樣品先按照1:5的比例放入Li2B4O7溶液中，在1050～1250℃溫度下熔化，然后將熔化樣品制成玻璃薄片進行分析，分析誤差低于1%(SiO2)和2%(其它氧化物)。采用高壓密封消解ICP-MS法，在美國熱電公司XSeriesⅡ等離子體質(zhì)譜儀上，對樣品進行微量元素和稀土元素分析；準確稱取0.1g樣品于消解罐中，加入1mL濃硝酸、1mL氫氟酸，將消解罐置于烘箱中加熱，升溫至180℃保持10～12h，取出消解罐敞開置于電熱板上120℃加熱，當消解液剩下約2～3mL時升溫至240℃，復溶后用0.5%的稀硝酸定容至刻度待測；對樣品處理全流程空白進行12次測定，利用3倍標準偏差計算各元素的方法檢出限，精密度均小于5%。

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb年代學分析結果

3.1.1 樣品D2009

該樣品中所挑出的鋯石形狀大多為自形板柱狀，少數(shù)為半自形柱狀，粒度為80～140μm。鋯石顆粒均具有顯著的振蕩環(huán)帶(圖4)，鋯石的Th/U比值較高(0.40～1.78；表2)，這些特征指示鋯石為典型的巖漿鋯石(Hoskin and Ireland, 2000；Belousovaetal., 2002)。該樣品共進行了19個鋯石顆粒分析，測試結果位于諧和線上及其附近，數(shù)據(jù)變化范圍小，數(shù)據(jù)點成群分布，具有很好的諧和度(圖5)，19個分析點獲得206Pb/238U表面年齡范圍為242～251Ma，加權平均年齡為246±2Ma(MSWD=0.28，n=19)。該結果代表了輝長巖的形成年齡，其形成時代為早三疊世末期。

表2 開原三疊紀巖漿巖樣品中鋯石LA-ICP-MS U-Pb 分析結果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating data of Trassic magmatic rocks from the Kaiyuan area

續(xù)表2Continued Table 2

3.1.2 樣品D2007

該樣品鋯石的晶型好，具有清晰的內(nèi)部結構，多為板柱狀，長寬比為1～2。鋯石發(fā)育有核邊結構和生長環(huán)帶(圖4)，鋯石的Th/U比值比較高，分布在0.59～1.09之間，均>0.4(表2)，這些特征指示大多數(shù)鋯石為典型的巖漿鋯石(Hoskin and Ireland, 2000；Belousovaetal., 2002)，為巖漿同期結晶產(chǎn)物。該樣品共進行了23個鋯石顆粒的測定，均位于諧和線上及其附近，具有很好的諧和度，23個分析點206Pb/238U表面年齡范圍為236～248Ma，加權平均年齡為241±2Ma(MSDW=0.53，n=23)，代表了輝長巖巖漿結晶年齡，其形成時代為中三疊世(圖5)。

3.1.3 樣品D2011

樣品D2011中所挑出的鋯石粒度變化比較大(90～150μm)，自形柱狀，長短軸比為1.5～3。鋯石顆粒振蕩環(huán)帶不明顯(圖4)，鋯石的Th/U比值0.49～2.04，均>0.4(表2)，根據(jù)自形柱狀及Th/U比值判斷其為巖漿鋯石(Hoskin and Ireland, 2000；Belousovaetal., 2002)，為巖漿同期結晶產(chǎn)物。該樣品共進行了24個鋯石顆粒的測定，全部位于諧和線上及其附近，具有很好的諧和度。24個分析點206Pb/238U表面年齡范圍為219～231Ma，加權平均年齡為226±3Ma(MSDW=0.22，n=24)，代表了輝長巖結晶年齡，形成時代為晚三疊世(圖5)。

3.1.4 樣品D2034

此樣品鋯石晶型有柱狀和板狀，長寬比為1.5～3， 大部分鋯石內(nèi)部結構清晰，均可見環(huán)帶結構(圖4)，鋯石的Th/U比值比較高，分布在0.40～1.31之間，均>0.4(表2)，這些特征指示鋯石為典型的巖漿鋯石(Hoskin and Ireland,2000；Belousovaetal.,2002)，為巖漿同期結晶產(chǎn)物。該樣品共進行了24個鋯石顆粒的測定，全部位于諧和線上及其附近，具有很好的諧和度。24個分析點206Pb/238U表面年齡范圍為235～246Ma，加權平均年齡為241±2Ma(MSDW=0.22，n=24)，代表了流紋巖巖漿結晶年齡，與輝長巖(D2007)同為中三疊世巖漿活動產(chǎn)物(圖5)。

3.2 地球化學分析結果

3.2.1 早三疊世輝長巖

早三疊世輝長巖具有相對均一的硅含量(SiO2=49.84%～50.10%)；Al2O3含量較高，為18.51%～19.65%，全堿含量(K2O+Na2O)較高，為6.81%～7.82%，K2O/Na2O值<0.5 (0. 41～0. 46)(表3)，在TAS 圖解上大部分樣品投影于輝長巖與閃長巖界線附近(圖6a)，在R1-R2圖解中屬于正長輝長巖范圍(圖6b)。樣品中Fe2O3的含量為1.96%～4.02%，F(xiàn)eO的含量較高為6.26%～7.95%，MgO含量為3.60%～4.89%，Mg#較低(25.91～ 37.32)，遠低于原生玄武質(zhì)巖石(Mg#=70，Dupuy and Dostal，1984)。CaO 含量為5.91%～6.66%。TiO2含量較低(0.96%～1.14%)，低MnO(0.11%～0.15%)、P2O5(0.32%～0.39%)含量。

表3 開原三疊紀巖漿巖主量元素(wt%)、稀土元素和微量元素(×10-6)分析結果Table 3 Major (wt%) and trace element (×10-6) compositions of Trassic magmatic rocks from the Kaiyuan area

續(xù)表3Continued Table 3

續(xù)表3Continued Table 3

續(xù)表3Continued Table 3

輝長巖稀土元素總量相對較高，介于154.3×10-6～230.8×10-6之間，平均185.9×10-6，與洋島玄武巖(OIB)稀土總含量(199×10-6)一致(Sun and McDonough，1989)。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖上，樣品表現(xiàn)右傾平滑曲線(圖7a)，顯示輕稀土元素相對富集，重稀土元素比較平坦的分配模式。輕重稀土元素分異顯著，(La/Yb)N=10.02～22.15，無-弱的銪正異常(δEu=0.89～1.06) (圖7a)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖中，早三疊世輝長巖富集大離子親石元素(Rb、Ba、K、Sr 等)，相對虧損高場強元素(Nb、Ta、Zr、Ti 等)，虧損Th、U。重稀土元素含量低于三種類型的玄武巖，與酸性火成巖類似(圖7b)。相容元素Cr(7.44×10-6～16.0×10-6)、Co(15.3×10-6～23.9×10-6)、Ni(2.49×10-6～7.46×10-6)含量遠遠低于正常洋中脊玄武巖(N-MORB)，與中國東部大陸地殼含量相近。總體上，早三疊世輝長巖的稀土配分模式與洋島玄武巖(OIB)相類似，微量元素配分曲線與玄武巖存在顯著差異。

3.2.2 中三疊世輝長巖

中三疊世輝長巖硅含量變化較大(SiO2=45.49%～50.40%)；Al2O3含量較低，為14.26%～14.79%，全堿含量(K2O+Na2O)不高，為4.85%～5.14%，K2O/Na2O值為0.46～0. 59，在TAS 圖解上大部分樣品投影于輝長巖范圍內(nèi)(圖6a)，在R1-R2圖解中屬于二長輝長巖范圍(圖6b)。樣品中Fe2O3的含量為2.31%～4.03%，F(xiàn)eO的含量很高為8.97%～9.66%，MgO含量為5.75%～6.25%，Mg#較低(32.55～34.72)，遠低于原生玄武質(zhì)巖石(Mg#=70，Dupuy and Dostal，1984)。CaO 含量為6.87%～7.30%。TiO2含量較高2.10%～2.16%，低MnO(0.15%～0.19%)、P2O5(0.35%～0.42%)含量。輝長巖稀土元素總量介于111.3×10-6～124.9×10-6之間，平均119.3×10-6，處于洋島玄武巖(OIB)與正常洋中脊玄武巖(N-MORB)之間(Sun and McDonough，1989)。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖上，樣品表現(xiàn)右傾曲線(圖7a)，顯示輕稀土元素相對富集，重稀土元素比較平坦的分配模式。輕重稀土元素分異不顯著，(La/Yb)N=6.82～7.63，具有顯著的銪正異常(δEu=1.30～1.37) (圖7a)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖中，中三疊世輝長巖富集大離子親石元素(Rb、Ba、K等)，相對虧損Th、U，虧損高場強元素(Nb、Ta、Zr、Ti等)，重稀土元素含量低于玄武巖(圖7b)。相容元素Cr(98.5×10-6～167×10-6)、Co(56.7×10-6～68.5×10-6)、Ni(66.7×10-6～82.3×10-6)含量均稍微高于正常洋中脊玄武巖(N-MORB)。總體上，中三疊世輝長巖的稀土元素和微量元素均特征與玄武巖存在顯著差異。

3.2.3 晚三疊世輝長巖

晚三疊世輝長巖相對早-中三疊世輝長巖硅含量較高(49.02%～52.10%)；Al2O3含量較均一，為16.10%～16.81%，全堿含量(K2O+Na2O)不高，為4.77%～6.14%，K2O/Na2O 值均<0.5，為0.33～0.44，在TAS 圖解上3個樣品投影于輝長巖范圍內(nèi)，4個樣品處于輝長巖與閃長巖界線(圖6a)，在R1-R2圖解中屬于二長輝長巖范圍，其中1個樣品處于橄欖輝長巖區(qū)域(圖6b)。樣品中Fe2O3的含量為1.48%～2.53%，F(xiàn)eO的含量較高6.50%～7.09%，MgO含量為5.74%～7.19%，Mg#低，為39.10～43.99，遠低于原生玄武質(zhì)巖石(Mg#=70，Dupuy and Dostal，1984)。CaO 含量較高為6.70%～8.32%，較高TiO2含量(1.54%～1.68%)，低MnO(0.13%～0.15%)、P2O5(0.29%～0.33%)含量。輝長巖稀土元素總量介于103.0×10-6～118.1×10-6之間，平均110.2×10-6，處于洋島玄武巖(OIB)與正常洋中脊玄武巖(N-MORB)之間(Sun and McDonough，1989)。在粒隕石標準化稀土元素球配分圖上，樣品表現(xiàn)右傾曲線(圖7a)，顯示輕稀土元素相對富集，重稀土元素比較平坦的分配模式。輕重稀土元素分異不明顯，(La/Yb)N=5.78～6.86，具有輕微的銪異常(δEu=0.97～1.09) (圖7a)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖中，晚三疊世輝長巖富集大離子親石元素(Rb、Ba、K 等)，相對虧損Th、U，顯示具有Sr的正異常，虧損高場強元素(Nb、Ta、Zr、Hf 等)，未顯示Ti的負異常(圖7b)。相容元素Cr(97.2×10-6～243×10-6)、Co(32.1×10-6～36.8×10-6)、Ni(53.9×10-6～70.7×10-6)含量均與正常洋中脊玄武巖(N-MORB)相似?？傮w上，晚三疊世輝長巖的稀土配分模式與洋島玄武巖(OIB)相似，微量元素與玄武巖存在差異。

3.2.4 中三疊世流紋巖

中三疊世流紋巖SiO2含量為65.84%～67.90%，在SiO2-(K2O+Na2O)巖石分類圖解中屬于粗安巖(圖6a)，在R1-R2圖解中屬于流紋巖-英安巖范圍(圖6b)；Al2O3含量較高為15.79%～16.30%，樣品中Fe2O3的含量為2.91%～3.72%，F(xiàn)eO的含量變化范圍較大為0.52%～1.06%，MgO含量為0.42%～1.14%，CaO的含量為1.35%～2.32%，K2O含量很高為5.07%～6.25%，(K2O+Na2O)的含量較高為8.65%～9.39%；在SiO2-K2O圖解(圖6c)上，流紋巖樣品落入了鉀玄巖系列。TiO2、MnO、P2O5含量很低，分別為0.44%～0.47%、0.05%～0.07%、0.08%～0.09%。鋁飽和指數(shù)ACNK(molar/molar)為1.02～1.18，在ACNK-ANK圖解上落在了過鋁質(zhì)區(qū)域內(nèi)(圖6d)。流紋巖的稀土元素總量介于178.3×10-6～194.4×10-6之間，輕稀土含量高于重稀土含量，輕重稀土分餾明顯，LREE/HREE平均值為13.66，(La/Yb)N為17.08～20.38，呈現(xiàn)輕微的負銪異常(δEu=0.79～0.85)(圖7c)。流紋巖以低Ba、Sr和高Rb/Sr比值為特征，富集大離子親石元素(LILEs，如Rb、Th、U)，K、Zr、Hf含量相對富集，虧損高場強元素(HFSEs，如Nb、Ta)和Sr，強烈虧損P、Ti(圖7d)。

4 討論

4.1 華北板塊北緣東段古亞洲洋構造域三疊紀巖漿作用

前人1:20萬開原市幅將遼北這一套變質(zhì)作用比較強烈的雜巖置于新元古代西保安巖組(遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1978(1)遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局.1978. 1:20萬開原市幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告)，2013年遼東-遼北綜合研究項目根據(jù)變質(zhì)火山巖測年結果(中國地質(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心，2015(2)中國地質(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心.2015. 遼吉東部關鍵地區(qū)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查)，將這一套雜巖歸并入二疊紀佟家屯巖組，形成時代為291～267Ma。近些年隨著開原東部-遼源南部連續(xù)1:5萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作開展，從雜巖中解體出很多三疊紀巖漿巖(劉錦等，2016；Guanetal., 2019，2022)，所以這些雜巖體物質(zhì)成分復雜。本次工作從開原雜巖中識別出的三期三疊紀巖漿活動記錄，早三疊世變形輝長巖形成時代為246Ma，中三疊世強變形輝長巖及流紋巖形成時代為241Ma，晚三疊世弱變形輝長巖形成時代為226Ma。

受古亞洲洋閉合作用的影響，華北板塊北緣東段三疊紀巖漿活動頻繁，西起庫倫旗到法庫，鐵嶺-遼源-長春-吉林，東到延邊，沿著華北板塊北緣近東西向分布(圖1b)。前人研究認為，約210Ma過后華北板塊北緣東段處于伸展垮塌階段，巖石圈減薄作用已經(jīng)開始，巖漿活動已與古亞洲洋構造域的演化無關(Xuetal., 2009)。結合本次工作及前人已發(fā)表數(shù)據(jù)，與古亞洲洋演化相關的三疊紀巖漿活動從252Ma持續(xù)到215Ma(表4)。綜合上述巖漿事件的存在，我們可以建立起本區(qū)三疊紀巖漿活動年代學格架，根據(jù)巖石組合特征可詳細的劃分為5期：252～246Ma、246～242Ma、242～240Ma、240～230Ma和230～215Ma(圖8)。

表4 華北板塊北緣東段三疊紀巖漿巖地質(zhì)年代學數(shù)據(jù)匯總Table 4 Summary of geochronological data for Triassic igneous rocks in the eastern segment of the northern margin of NCC

續(xù)表4Continued Table 4

續(xù)表4Continued Table 4

第一期(252～246Ma)巖漿活動頻繁，廣泛發(fā)育于華北板塊北緣，巖石類型復雜，從酸性-基性巖石均發(fā)育，酸性巖包括花崗巖、二長花崗巖、花崗閃長巖、堿長花崗巖、流紋巖、石英閃長巖、石英二長巖(Zhangetal., 2004, 2010；孫德有等，2004；張艷斌等，2004；陳躍軍等，2006；付長亮等，2010；Wuetal., 2011；Caoetal., 2013；曹花花，2013；Wangetal., 2015；關慶彬等，2016；劉錦等，2016；王子進，2016； Yangetal., 2017；Guetal., 2018；時溢，2020；時溢等，2020；Jingetal., 2022)，中性巖分布較少，少量出露于法庫地區(qū)、色洛河地區(qū)及開原地區(qū)，巖石類型為(高鎂)閃長巖、高鎂安山巖(Miaoetal., 2005；李承東等，2007；Wuetal., 2011；Yuanetal., 2016；Jingetal., 2022；Shietal., 2022a)，基性巖分布范圍相對較多，沿華北板塊北緣近東西向均有分布，巖石類型包括輝長閃長巖、輝長巖、角閃輝長巖、斜長角閃巖(Zhangetal., 2010；Wangetal., 2014；王子進，2016；Jingetal., 2022；本文)。第二期(246～242Ma)巖漿活動巖石類型單一，主要為酸性巖漿活動，巖石類型包括二長花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖、石英二長巖(張艷斌等，2004；Wuetal., 2011；王子進，2016；關慶彬等，2016；Wangetal., 2016；Yangetal., 2017；Liuetal., 2020；時溢，2020；張超等，2021；Shietal., 2022a)。第三期(242～240Ma)巖漿活動跨度時間很短，但出露巖漿活動比較多，在法庫地區(qū)表現(xiàn)為 “雙峰式”巖漿活動，包括二長花崗巖、花崗閃長巖、流紋巖、輝長巖(Zhangetal., 2009；Wuetal., 2011；時溢，2020；張超等，2021；本文)；在琿春地區(qū)發(fā)育巖石類型為高鎂閃長巖(付長亮等，2010)。第四期(240～230Ma)巖漿活動跨度時間相對較長，持續(xù)約10Myr，巖漿活動很少，僅零星出露酸性巖漿活動，巖石類型為分布于開原地區(qū)的花崗閃長巖(劉錦等，2016；關慶彬，2018)和琿春地區(qū)花崗閃長巖(楊東光，2018)。第五期(230～215Ma)巖漿活動強烈且連續(xù)，巖石類型復雜多樣，酸性巖包括正長花崗巖、二長花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖，連續(xù)分布于遼北阜新-法庫-開原到吉林中部地區(qū)(Miaoetal., 2005；孫德有等，2005；Wuetal., 2011；Zhangetal., 2012；Liuetal., 2020；時溢，2020；Shietal., 2022a)；中性巖為零星出露于阜新北部及吉林東南部青嶺子地區(qū)的堿性雜巖，巖石類型主要為正長巖(Wuetal., 2011；Zhangetal., 2012)；基性巖分布范圍較廣，且與酸性巖時代相對應，巖石類型包括分布于開原冰峪村輝長巖(本文)、開原樹德屯輝長巖(劉錦等，2016)、樺甸紅旗嶺鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)侵入巖、漂河川輝長巖、輝石巖及淺色輝長巖(Wuetal., 2011)、開原八棵樹方輝橄欖巖(曹花花，2013)和琿春小盤嶺輝長巖(楊東光，2018)。

4.2 三疊紀巖漿巖成因及形成構造背景

本次研究開原地區(qū)三疊紀巖漿巖在空間上相距不遠，那么它們是否是為同源巖漿？不相容元素的比值在部分熔融和分離結晶過程中不發(fā)生分餾，可以在很大程度上反映源區(qū)物質(zhì)成分的特點。例如，因Nb、Ta價態(tài)、離子半徑相同/相似，故同源火成巖中比值也相似；因Zr、Hf的價態(tài)、離子半徑、分配系數(shù)，在各礦物中相近，故同源巖石中有相似比值和變化趨勢。三期輝長巖以及中三疊世流紋巖Nb/Ta、Nb/La、Ta/Th、Ce/Pb、La/Pb、Nb/U、Zr/Nb、 Zr/Hf比值均顯示不同(表3)，說明它們來自不同的巖漿源。

4.2.1 輝長巖源區(qū)特征及成因

開原地區(qū)早-中三疊世輝長巖遭到了低-中低級變質(zhì)作用改造，后期經(jīng)歷了簾石化、綠泥石化、角閃巖化等蝕變。晚三疊世輝長巖也遭受了后期的絹云母化、綠泥石化和粘土化等蝕變作用。在后期改造過程中，強活動元素因條件改變會發(fā)生遷移，而稀土元素與高場強元素相對穩(wěn)定(Rolliso，1993；Kerrichetal., 1999)。最不活潑元素Zr與各主量元素、稀土元素、微量元素的相關性可以判斷巖石經(jīng)過后期改造作用的程度(Polat and Hofmann，2003；劉平華等，2012)。在雙變量圖解中，可以看出三疊紀三期輝長巖的主量元素K2O、Na2O、Al2O3，大離子親石元素Rb、Sr、Ba等活潑元素隨著Zr元素的變化未出現(xiàn)規(guī)律性的變化，相關性不強(圖9a-f)，表明這些元素可能已經(jīng)在變質(zhì)作用過程中發(fā)生了遷移，所以這些強活動性的元素不宜用來討論巖漿系列和巖石成因。三期輝長巖的La、Sm、Th、Gd、Nd、Ta、Th等元素與Zr具有很好的相關性(圖9g-l)，說明這些元素在變質(zhì)過程中無明顯的遷移變化，基本保持穩(wěn)定，代表輝長巖原巖的元素含量和特征，所以可以用這些元素來恢復和探討變質(zhì)輝長巖的巖漿系列、巖石成因和源區(qū)性質(zhì)。

通常，基性巖起源于巖石圈地?；蛘哕浟魅Φ蒯Ｔ磪^(qū)(Sklyarovetal.，2003)。三疊紀三期輝長巖樣品均表現(xiàn)為富集輕稀土元素(LREE)和大離子親石元素(LILEs)，虧損重稀土元素(HREE)和高場強元素(HFSEs)(如Nb、Ta、Ti、Zr 等)的特征，未出現(xiàn)Eu的負異?；虮憩F(xiàn)為Eu的正異常(三期輝長巖δEu平均值分別為1.00、1.33、1.02)，而下地殼鎂鐵質(zhì)麻粒巖部分熔融則形成Eu負異常，暗示輝長巖的地幔源區(qū)特征。三期輝長巖稀土元素、微量元素配分模式與N-MORB、E-MORB均不同，而與OIB相類似(圖7a，b)，暗示其來自于巖石圈地幔而非軟流圈地幔。在Nb/Th-Zr/Nb 圖解上，早三疊世輝長巖處于富集地幔(EN)附近(圖10a)，說明其源區(qū)為富集地幔；中、晚三疊世輝長巖樣品主要落在原始地幔(PM)與富集地幔(EN)之間(圖10a)，說明這兩期輝長巖源區(qū)為過渡型地幔。

由于具有相似分配系數(shù)的微量元素在部分熔融或分離結晶過程中很難發(fā)生變化，通常用它們來反映巖漿源區(qū)母巖漿的性質(zhì)。三疊紀三期輝長巖顯示相似的輕稀土元素相對富集，重稀土元素比較平坦的分配模式，LREE/HREE比值高，低Yb含量，表明源區(qū)有石榴石殘留。在La/Yb-Yb圖解上，三期輝長巖樣品均處于石榴石尖晶石二輝橄欖巖熔融曲線附近(圖10b)，說明巖漿源區(qū)有石榴石與尖晶石的殘留；早三疊世輝長巖源區(qū)石榴石與尖晶石比處于70:30～50:50之間；中晚三疊世兩期輝長巖源區(qū)石榴石與尖晶石比為50:50(圖10b)。與尖晶石二輝橄欖巖的部分熔融情況不同，當不同比例的單斜輝石和石榴石部分熔融過程中，La/Sm和Sm/Yb展現(xiàn)出不同的性質(zhì)，Sm/Yb不隨La/Sm降低而變化(Aldanmazetal., 2000)。在(La/Sm)N-(La/Sm)N圖解上顯示，三期輝長巖輝長巖均為石榴石尖晶石二輝橄欖巖以單斜輝石與石榴石6:1～5:2的比例發(fā)生部分熔融(圖10c；Jourdanetal., 2007)形成產(chǎn)物，只是部分熔融程度不同，早三疊世輝長巖源區(qū)部分熔融程度為1%左右，中三疊世輝長巖源區(qū)部分熔融程度為1%～2%，晚三疊世輝長巖源區(qū)部分熔融程度為3%～4%(圖10c)。晚三疊世輝長巖具有顯著Sr的正異常(圖7b)，說明源區(qū)沒有斜長石的殘留。

三疊紀三期輝長巖具有相似的明顯的富集LREEs 和大離子親石元素LILEs(Rb、Ba、K)，虧損Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P 等高場強元素的特征，在La/Nb-Nb/Th圖解上(圖10d)，輝長巖樣品均遠離洋島玄武巖和洋中脊玄武巖，處于島弧火成巖范圍內(nèi)，與島弧玄武巖類似，這可能與俯沖流體的帶入或者與島弧組分的參與有關(Sun and Nesbitt，1978)。早三疊世輝長巖相容元素Cr(7.44×10-6～16.0×10-6)、Co(15.3×10-6～23.9×10-6)、Ni(2.49×10-6～7.46×10-6)含量遠遠低于正常洋中脊玄武巖(N-MORB)，與中國東部大陸地殼含量相近，表明其源區(qū)發(fā)生了交代作用。那么交代作用是由熔體還是流體產(chǎn)生的？板片俯沖對地幔楔的改造主要來自洋殼和沉積物的流體或熔體與地幔橄欖巖的相互作用。當熔體與地幔橄欖巖相互作用時，巖漿一般具有高的Na2O、P2O5和TiO2含量和具Nb、Ta、Ti 正異常的特征(Sajonaetal., 2000)，或較低的Ce/Th 比值(≈8)及Ba/Th 比值(≈111)并呈現(xiàn)明顯的Ce 負異常(Plank and Langmuir，1998)。早三疊世輝長巖具較低的P2O5、TiO2，明顯的Nb、Ta、Ti 負異常，相對高的Ce/Th 比值(平均值=28.6)，幾乎沒有Ce的負異常，這些特征暗示基本可以排除板片以及俯沖洋殼上的沉積物熔體與地幔橄欖巖的作用(Plank and Langmuir，1998；Sajonaetal., 2000)。所以早三疊世輝長巖源區(qū)發(fā)生了流體與巖石圈地幔交代作用，造成LREE 富集和高場強元素虧損，這與Th/Yb-Ba/La以及Th/Zr-Nb/Zr圖解上顯示的趨勢一致(圖10e，f)。中三疊世輝長巖具有高的TiO2含量，未顯示Ti的負異常，相對明顯的Ce負異常(δCe平均值=0.90)，Cr(98.5×10-6～167×10-6)、Co(56.7×10-6～68.5×10-6)、Ni(66.7×10-6～82.3×10-6)含量均稍微高于正常洋中脊玄武巖(N-MORB)，這些特征顯示其源區(qū)受到熔體交代(Plank and Langmuir，1998；Sajonaetal., 2000)，與Th/Zr-Nb/Zr圖解顯示相似趨勢(圖10f)；但其Na2O和P2O5含量， Nb、Ta負異常，較高Ce/Th 比值(平均值=21.33)及Ba/Th(平均值=371.73) 比值等特征顯示其與熔體交代無關(Plank and Langmuir，1998；Sajonaetal., 2000)，在Th/Yb-Ba/La圖解上顯示為流體交代趨勢(圖10e)，所以中三疊世輝長巖源區(qū)可能是經(jīng)過了流體與熔體的雙重交代作用。晚三疊世輝長巖TiO2含量中等，未顯示Ti的負異常， Cr(97.2×10-6～243×10-6)、Co(32.1×10-6～36.8×10-6)、Ni(53.9×10-6～70.7×10-6)含量與正常洋中脊玄武巖(N-MORB)相近，Na2O和P2O5含量，Nb、Ta負異常，Ce負異常(δCe平均值=0.95)不明顯以及較高的Ce/Th 比值(平均值=34.38)及Ba/Th(平均值=355.1)比值等特征顯示與中三疊世輝長巖一樣(Plank and Langmuir，1998；Sajonaetal., 2000)，源區(qū)可能經(jīng)過了流體與熔體的雙重交代作用(圖10e，f)。

通常，幔源巖漿在上升侵位過程中可能會發(fā)生地殼物質(zhì)的同化混染作用。三疊紀三期輝長巖主量元素特征顯示高鉀、高堿((K2O + Na2O)平均含量分別為7.19%、4.98%、5.40%)(圖6c)、低MgO(MgO平均含量分別為4.17%、6.05%、6.35%)、低Mg#(Mg#平均值分別為32.25、33.60、41.63)，富集大離子親石元素(Rb、Ba、K等)，相對虧損高場強元素(Nb、Ta、Zr等)，這些特點說明輝長巖可能是遭受了地殼物質(zhì)的混染(吳福元等，2007)。在微量元素比值上，可以看出三疊紀三期輝長巖樣品的Nb/Ta比值 (平均值分別為14.23、15.01、16.29)，Zr/Hf比值(平均值分別為35.76、31.40、31.88)，Nb/U比值(平均值分別為12.55、26.80、17.18)均與中國東部大陸地殼平均值相近(Nb/Ta=15.38、Zr/Hf=35.56、Nb/U=12.1;遲清華和鄢明才，2007)，低于洋中脊玄武巖和原始地幔比值(Nb/Ta=17.7、Zr/Hf=36.1、Nb/U=47; Sun and McDonough，1989)，也說明輝長巖巖漿受到地殼混染的影響。通常用La/Sm 比值指示地殼物質(zhì)的混染程度(張永明等，2019)，三疊紀三期輝長巖的La/Sm 平均值分別為5.71、4.03、3.18，也指示了巖漿在上升過程中有陸殼物質(zhì)的加入，地殼混染強度早三疊世輝長巖最大，中三疊世輝長巖其次，晚三疊世輝長巖最弱。

綜上，早三疊世輝長巖起源于受流體改造的富集型巖石圈地幔，由石榴石尖晶石二輝橄欖巖1%部分熔融形成；中三疊世輝長巖起源于受流體和熔體雙重改造的過渡型巖石圈地幔，由石榴石尖晶石二輝橄欖巖1%～2%部分熔融形成；晚三疊世輝長巖起源于受流體和熔體雙重改造的過渡型巖石圈地幔，由石榴石尖晶石二輝橄欖巖3%～4%部分熔融形成。三期輝長巖巖漿在上升就位過程中，受到地殼物質(zhì)的混染，有陸殼物質(zhì)加入。

4.2.2 中三疊世流紋巖源區(qū)特征及成因

中三疊世流紋巖具有高堿((Na2O+K2O)=8.65%～9.39%)，輕重稀土分餾明顯((La/Yb)N=17.08～20.38)，低Ba，虧損Nb、Ta、Sr、P、Ti(圖7c)特征，類似A型花崗巖(張旗等，2012)，與10000Ga/Al-Na2O+K2O圖解顯示結果一致(圖11a)。但流紋巖Na2O/K2O較低(平均值=0.57)，稀土元素未出現(xiàn)明顯的負銪異常(δEu=0.79～0.85)及“燕式”模式，10000Ga/Al比值為2.32～2.56，全部小于2.6，這些特征顯示其不屬于A型花崗巖。在10000Ga/Al對Zr、Nb、Ce、Y圖解上，樣品均處于I&S型花崗巖范圍內(nèi)(圖11b-e)。本期流紋巖具有富Al2O3特征，鋁飽和指數(shù)ACNK為1.02～1.18，在ACNK-ANK圖解上落在了過鋁質(zhì)區(qū)域內(nèi)(圖6b)，具有S型花崗巖特征。一般S型花崗巖由地殼沉積巖部分熔融形成而具有比較低Zr含量，本期流紋巖具有較高Zr含量(254×10-6～262×10-6)，在Zr-TiO2圖解上樣品處于I型花崗巖范圍內(nèi)(圖11f)，所以綜合認為本期流紋巖為I型花崗巖。

Sr對于石榴石和輝石是強不相容元素，而HREE和Y對于石榴石是強相容元素，因此與石榴石平衡的花崗巖富Sr，相應的Sr/Yb和Sr/Y比值高，形成于高壓環(huán)境，相反則形成于低壓環(huán)境(Defant and Drummond, 1990；Rappetal., 2003；Martinetal., 2005)。Hollocher and Robinson(2002)的模擬計算也表明，低Sr花崗巖的源區(qū)無石榴石出現(xiàn)，形成在相對低的壓力下(<1.0GPa)；相反，高Sr花崗巖形成的壓力大約在1.2～2.2GPa，有接近10%的石榴石出現(xiàn)(Hollocher and Robinson，2002)。張旗等對中酸性火山巖和侵入巖進行總結，根據(jù)Sr、Yb的特點按照Sr=400×10-6和Yb=2×10-6為標志將花崗巖分為了四類花崗巖：高Sr低Yb的埃達克巖(Sr>400×10-6，Yb<2×10-6)、低Sr低Yb的喜馬拉雅型花崗巖(Sr<400×10-6，Yb<2×10-6)、低Sr高Yb的浙閩型花崗巖(Sr<400×10-6，Yb>2×10-6)、高Sr高Yb類(Sr>400×10-6，Yb>2×10-6)，并且從低Sr高Yb區(qū)中還分出非常低Sr高Yb的南嶺型花崗巖一類(張旗等，2005，2006，2008a，b)。根據(jù)Sr、Yb含量，本文中的流紋巖屬于低Sr低Yb類型(Sr平均值193×10-6，Yb平均值1.64×10-6)，所以源區(qū)沒有石榴石出現(xiàn)，低CaO、Fe2O3、MgO含量，富Al，低Sr低Yb、明顯虧損HREE、Nb、Ta和Ti，Ba、Sr、Eu的負異常特征表明源區(qū)殘留相有斜長石。

張旗等(2008a)認為從非常低Sr高Yb型→低Sr高Yb型→低Sr低Yb型→高Sr低Yb型花崗巖，其源區(qū)深度是增加的(張旗等，2006，2008a)。研究表明，具有高Sr低Yb地球化學特征的中酸性巖漿可能與榴輝巖(及含石榴石的變質(zhì)巖)處于平衡，形成深度較深(>40km)；而具有低Sr高Yb特征的島弧安山巖-英安巖-流紋巖則與斜長角閃巖處于平衡，形成在較淺的深度(Defant and Drummond，1990；Defantetal., 2002；Rappetal., 2002；Kay and Kay，2002)。當玄武巖熔融殘留相為斜長石+角閃石±斜方輝石±鈦鐵礦時，玄武巖熔融的溫度壓力條件為P<0.8GPa，T=650～800°C(葛小月等，2002)，所以推測低Sr高Yb中酸性巖漿是正常地殼厚度下形成(30km左右)。所以本文低Sr低Yb類型流紋巖源區(qū)深度為30～40km之間。

4.2.3 三疊紀巖漿巖形成構造背景

形成于不同構造環(huán)境下的玄武巖具有不同TiO2含量。一般島弧玄武巖含量最低，為0.98%；洋脊拉斑玄武巖為1.5%，洋島拉斑玄武巖為2.63%(Wilson，1989)；板內(nèi)玄武巖具有較高的TiO2含量，為2.23%～2.9%(Pearce，1982)。在微量元素豐度方面，一般板內(nèi)堿性玄武巖的Nb、Ta含量相對較高，分別為13×10-6～84×10-6、0.73×10-6～5.9×10-6，而島弧玄武巖的Nb、Ta含量很低，分別為1.7×10-6～2.7×10-6、0.1×10-6～0.18×10-6(Pearce，1982)。根據(jù)Condie(1989)對不同環(huán)境下玄武質(zhì)類巖石的元素比值研究認為，一般板內(nèi)玄武巖和洋中脊玄武巖相對富集TiO2及高場強元素等，元素比值具有如下特點：Nb/La>0.8、Hf/Ta<5、La/Ta<15、Ti/Y>350、Ti/V>30(Condie，1989)，此外Th/Ta<3、Zr/Y<3、Ta/Yb<0.1(Pearce，1982)。反之，則類似活動大陸邊緣島弧玄武巖。從元素比值特征(表3)及La/Nb-Nb/Th圖解上看(圖10d)，三疊紀三期輝長巖具有島弧火成巖特征(圖10d)。

早三疊世輝長巖Nb、Ta含量(平均值分別為8.02×10-6和0.58×10-6)高于島弧玄武巖，可能為板內(nèi)玄武巖。但具有類似島弧玄武巖TiO2含量(1.04%)，微量元素比值：Nb/La=0.15～0.26、Hf/Ta=9.00～12.99、La/Ta=45.65～99.70、Ti/Y=290.6～340.9、Ti/V=45.90～53.40、Th/Ta=3.15～7.64、Zr/Y=9.17～14.74、Ta/Yb=0.25～0.41，這些比值特征均顯示為島弧玄武巖(Pearce，1982；Condie，1989)，從構造判別圖解也可以看出，早三疊世輝長巖形成于活動大陸邊緣弧環(huán)境(圖12a，b)。前人研究認為，長春-延吉縫合帶在晚二疊世-早三疊世完成閉合(孫德有等，2004；李承東等，2007；曹花花，2013；劉錦等，2016；Shietal., 2022a)，俯沖板片斷離導致本區(qū)在早三疊世后期處于伸展環(huán)境，而形成大量火成巖(Miaoetal., 2005；Caoetal., 2013；Yuanetal., 2016；Guetal., 2018；Liuetal., 2020；Jingetal., 2022)。所以開原地區(qū)早三疊世輝長巖形成于板片斷離導致的伸展環(huán)境。

中、晚三疊世輝長巖具有較高的TiO2(平均值分別為2.12%、1.62%)含量、Ti/Y (分別為566～613、395～557)、Ti/V (分別為41～43、50～55)及Nb、Ta含量(平均值分別為9.43×10-6、0.63×10-6和5.92×10-6、0. 37×10-6)，可能為板內(nèi)玄武巖。但其Nb/La(分別為0.39～0.50、0.31～0.37)、Hf/Ta(分別為5.08～6.02、6.58～11.17)、La/Ta(分別為32.33～37.02、37.59～53.72)、Th/Ta(分別為2.70～3.90、2.92～4.16)、Zr/Y(分別為4.72～5.26、4.75～5.35)、Ta/Yb(分別為0.28～0.32、0.17～0.22)比值特征顯示為島弧玄武巖。在Hf/3-Th-Nb/16圖解與Nb/Yb-Th/Yb圖解上，中、晚三疊世輝長巖也顯示為島弧火山巖(圖12a，b)。

中三疊世流紋巖富集輕稀土元素和大離子親石元素，虧損高場強元素，虧損Nb、Ti、P、Sr元素等特征，具有大陸造山帶后碰撞演化階段花崗巖特征，在(Yb+Ta)- Rb圖上，流紋巖均落在了后碰撞火山巖區(qū)域(圖12c)。后碰撞環(huán)境往往屬于拉伸構造環(huán)境，是巖石圈去根作用的產(chǎn)物(鄧晉福等，1996；Liégeoisetal.，1998)。由于拉伸構造而使壓力降低，有利于巖石的熔融；同時地殼的拉張還可伴隨深部軟流圈地幔的上涌和幔源巖漿的底侵作用，從而使地殼進一步發(fā)生部分熔融，常形成大量中酸性火成巖(楊坤光和楊巍然，1997)，所以中三疊世流紋巖形成于伸展環(huán)境。前人根據(jù)長春-延吉縫合帶上存在的晚三疊世“雙峰式火山巖”、A型花崗巖等巖石組合，認為本區(qū)在中三疊世中期一直到晚三疊世中期(241～215Ma)處于伸展環(huán)境(Shietal., 2019b；Liuetal., 2020)。本次工作獲得中三疊世輝長巖(241Ma)與流紋巖(241Ma)，構成了“雙峰式火山巖”也暗示本區(qū)在241Ma、226Ma均處于伸展環(huán)境。

4.3 中亞造山帶東段三疊紀構造-巖漿演化

本次工作在開原地區(qū)晚古生代構造混雜巖中新識別出三期三疊紀輝長巖及一期中三疊世流紋巖，結合前人資料，根據(jù)年代學及巖石組合特征，在前人劃分演化基礎上，重新將華北板塊北緣東段三疊紀巖漿-構造演化劃分為5個階段，分述如下：

4.3.1 活動大陸邊緣-同碰撞轉(zhuǎn)換——古亞洲洋最終閉合(252～246Ma)

目前，有較多證據(jù)支持古亞洲洋晚二疊世-早三疊世最終閉合。石炭-二疊紀西拉木倫河斷裂兩側建造類型、生物區(qū)系以及構造活動明顯不同，古生物地理區(qū)系直到二疊紀晚期出現(xiàn)混生(黃本宏和丁秋紅，1998；王惠和高榮寬，1999)。沿西拉木倫縫合帶分布的蛇綠巖形成于時代為256～246Ma(Jianetal., 2010；Chuetal., 2013；Songetal., 2015；Shietal., 2022b)；硅質(zhì)巖放射蟲時代確定這些蛇綠巖混雜堆積時間為中-晚二疊世(王玉凈，2001)。生物滅絕事件及古地磁證據(jù)均表明古亞洲洋閉合時間為晚二疊世末期(李朋武等，2006，2009)。

本區(qū)在早三疊世與晚二疊世末期構造背景一致，還處在古亞洲洋南向俯沖背景下，色洛河地區(qū)及開原地區(qū)形成高鎂安山巖(252Ma、250Ma)(李承東等，2007；Yuanetal., 2016)；法庫地區(qū)由俯沖洋殼部分熔融形成富Nb鎂鐵質(zhì)“O”型埃達克巖及由俯沖板片部分熔融形成的花崗質(zhì)巖石組合(Jingetal., 2022)；法庫地區(qū)250Ma形成的蛇綠混雜巖(Shietal., 2022b)；俯沖物質(zhì)的部分熔融形成的尖山子巖體(251Ma)(劉錦等，2016)，這些巖石組合暗示古亞洲洋板塊此時仍在消減(李承東等，2007；Yuanetal., 2016)。華北板塊北緣東段二疊紀末-早三疊世巖漿巖在巖石組合、礦物組成、高鉀鈣堿性為主地球化學特征、巖漿演化及同位素組成等方面均顯示后碰撞/后造山巖漿作用的特征(張拴宏等，2010；邵濟安等，2012；時溢等，2020；Liuetal., 2020)，巖漿活動顯示為“雙峰式”特征，大量的酸性巖漿巖與基性巖漿巖近東西向展布(付長亮等，2010；Wuetal., 2011；關慶彬等，2016；王子進，2016；Jingetal., 2022；Shietal., 2022a)，以及同時存在的A型花崗巖(孫德有等，2004，2005；Wuetal.,2011)，說明此時處于伸展拉張環(huán)境。前人研究認為本期后碰撞的伸展拉張作用是由俯沖板片斷離環(huán)境導致的伸展環(huán)境(Chenetal., 2018；Shietal., 2019b；Jingetal., 2022)，本次工作在開原地區(qū)識別出的早三疊世輝長巖(246Ma)說明這期伸展環(huán)境一直到早三疊世末期。

此外，早三疊世部分地區(qū)存在的同碰撞類型花崗巖(248Ma)以及“C”型埃達克巖的閃長巖類(247Ma)(Wuetal., 2011；Shietal., 2022a；Jingetal., 2022)，說明此時華北板塊與松嫩地塊局部已開始發(fā)生陸陸碰撞拼貼，古亞洲洋逐漸閉合消失。

綜上所述，華北板塊北緣東段，晚二疊世末期-早三疊世在重力作用下，處于巖石圈地幔的俯沖板片發(fā)生了榴輝巖相變質(zhì)而斷離(圖13a)，使得本區(qū)處于伸展環(huán)境，導致幔源巖漿的底侵作用和深部軟流圈地幔物質(zhì)上涌，加熱下地殼，形成一條近東西向分布的蛇綠巖、“雙峰式火山巖”、A型花崗巖及后碰撞花崗巖巖石組合。同碰撞花崗巖及“C”型埃達克巖暗示局部發(fā)生陸陸碰撞，洋盆逐漸消失。

4.3.2 持續(xù)擠壓隆升造山(246～242Ma)

進入中三疊世以來，華北板塊北緣東段巖漿作用僅為酸性巖漿活動，從年代學結果上看，巖漿活動連續(xù)(表4)，巖石類型包括尖山子地區(qū)的花崗閃長巖(Wuetal., 2011)，法庫地區(qū)的石英二長巖(Shietal., 2022a)，百里坪-小四坪、開原地區(qū)的二長花崗巖(張艷斌等，2004；Liuetal., 2020)。這些巖石組合地球化學特征顯高Sr、低Y、低、高(La/Yb)N、Sr正異常、低的Mg#值等特征，類似于“C”型埃達克巖特征，由加厚下地殼部分熔融形成(Liuetal., 2020；Shietal., 2022a)。張旗等(2006)總結中國東部“C”型埃達克巖具有高Sr低Y性質(zhì)，因為源區(qū)殘留相有石榴石出現(xiàn)，暗示形成于高壓環(huán)境，形成深度至少大于40km(張旗等，2006)，說明形成于地殼加厚的造山過程。出露于法庫地區(qū)的磨拉石建造，也說明早三疊世之后本區(qū)開始大面積的隆升造山(Shietal., 2022b)。開原地區(qū)形成于殘余海盆的碳酸鹽巖此時發(fā)生變質(zhì)作用(245Ma)，表明此時為隆升造山階段(Liuetal., 2017b)。

所以，本期發(fā)育的“C”型埃達克巖、磨拉石及變質(zhì)作用，表明此時華北板塊北緣處于擠壓造山階段，地殼厚度已經(jīng)超過40km(圖13b)。

4.3.3 殘余俯沖洋殼脫落導致的伸展(242～240Ma)

經(jīng)過246～242Ma的持續(xù)隆升造山，地殼厚度逐漸增大。本文開原地區(qū)低Sr低Yb型流紋巖(241Ma)源區(qū)深度為40km。同時，存在于法庫邦牛堡花崗閃長巖是由加厚下地殼部分熔融形成埃達克巖，具有高Sr低Yb特征，源區(qū)深度>40km(時溢，2020)。以上均說明此時地殼已經(jīng)加厚。

本次工作在開原地區(qū)識別出的中三疊世流紋巖(241Ma)具有后碰撞花崗巖特征，暗示此時本區(qū)處于伸展環(huán)境(圖11d)。開原地區(qū)中三疊世輝長巖(241Ma)與流紋巖(241Ma)組合，在法庫地區(qū)的輝長巖(241Ma)與花崗閃長巖(241Ma)組合(時溢，2020；Zhangetal., 2009)，昌圖松樹鄉(xiāng)出現(xiàn)的高鉀鈣堿性輝長巖(240Ma)和A型花崗巖(240Ma)組合(數(shù)據(jù)待刊)均構成了“雙峰式”巖石組合，也表明本區(qū)此時為拉張環(huán)境。

琿春高鎂閃長巖與贊岐巖有相似的巖漿過程，即形成于消減帶之上的地幔楔環(huán)境，由地幔橄欖巖與消減洋殼板片部分熔融產(chǎn)生的富Si質(zhì)熔體平衡反應形成(付長亮等，2010)。法庫邦牛堡具有“O”型埃達克巖特征的花崗閃長巖具有與幔源巖漿相近的高Zr/Hf比值，表明了巖漿中有幔源組分的貢獻，說明其巖漿源區(qū)有地幔物質(zhì)混入(時溢，2020)。本期輝長巖起源于過渡型巖石圈地幔，由石榴石尖晶石二輝橄欖巖1%～2%部分熔融形成(Zhangetal., 2009；本文)。這些特征均說明本期大部分巖漿活動均有地幔物質(zhì)參與，可能是與巖石圈底部殘余洋殼的脫落有關。

綜上，經(jīng)過242～240Ma，在南北擠壓背景下，本區(qū)地殼逐漸增厚。在重力作用下，殘存于巖石圈底部的俯沖洋殼脫落，掉入軟流圈，壓力的釋放，使得本區(qū)處于伸展拉張環(huán)境。深部軟流圈物質(zhì)上涌，或侵位形成輝長巖，或促使下地殼(>40km)發(fā)生部分熔融形成帶有地幔物質(zhì)混入的花崗閃長巖巖漿房，或在稍淺部位(30～40km)形成流紋巖(二長花崗巖)巖漿房(圖13c)。由于殘存洋殼較少，僅發(fā)生了短暫的伸展。

4.3.4 持續(xù)擠壓、快速隆升、地殼增厚(240～230Ma)

部分學者認為240Ma之后本區(qū)進入造山后的伸展背景，一直持續(xù)到215Ma(Shietal., 2019b；Liuetal., 2020)；也有學者認為擠壓造山持續(xù)到224Ma，然后才進入伸展階段(劉錦等，2016)。一般認為，在伸展拉張背景下，由于壓力降低、流體加入，巖漿通道多，巖漿活動劇烈。而在造山作用過程中，在擠壓作用下，地殼加厚，巖漿通道相對少，不易形成侵位，故巖漿活動稀少。本次統(tǒng)計華北板塊北緣東段的巖漿活動，將240～230Ma單獨劃分出來，從統(tǒng)計表上可以看出(表4)，相對于其它幾期巖漿活動，本期時間跨度相對較大，但巖漿作用很少，說明此時可能處于擠壓環(huán)境。開原地區(qū)花崗閃長巖形成于地殼加厚環(huán)境(劉錦等，2016；關慶彬，2018)，也說明此時還處于擠壓造山階段。巖漿活動明顯少于246～242Ma的隆升造山階段，說明此時地殼厚度很大。發(fā)育于長春東南中生代雙陽盆地、琿春-東寧火山盆地的大醬缸組下部粗陸屑(礫巖、砂巖)、撫松縣中生代白水灘盆地白水灘組下部粗陸屑(礫巖、砂巖)均為晚三疊世磨拉石建造，形成于242～217Ma之間，也說明此時華北板塊北緣處于隆升造山階段(辛玉蓮等，2011)。

所以，在兩大板塊碰撞拼貼的背景下，經(jīng)過242～240Ma短暫的伸展后，造山作用還在持續(xù)(曹花花，2013；Shietal., 2019b)，擠壓作用一直持續(xù)到230Ma(圖13d)。

4.3.5 造山后的伸展(230～215Ma)

Zhou and Wilde(2013)對東北地區(qū)晚二疊世-三疊紀沉積巖中的碎屑鋯石研究認為華北板塊北緣造山后的伸展環(huán)境發(fā)生在晚三疊世中期(Zhou and Wilde, 2013)。劉志宏等(2016)根據(jù)呼蘭巖群發(fā)生的變質(zhì)作用(220Ma)，同樣得出本區(qū)碰撞造山后伸展作用發(fā)生在晚三疊世中期的結論。法庫地區(qū)出現(xiàn)的230Ma的A型花崗巖，說明此時本區(qū)處于伸展的構造背景下(Shietal., 2022a)。本期巖漿活動頻繁，從巖石組合來看，本期巖性主要為酸性花崗巖類(Miaoetal., 2005；孫德有等，2005；Wuetal., 2011；Zhangetal., 2012；Liuetal., 2020；時溢，2020； Shietal., 2022a)與輝長巖類(Wuetal., 2011；曹花花，2013；劉錦等，2016；本文)，構成了“雙峰式”火成巖。除此之外，晚三疊世堿性雜巖帶沿華北板塊北緣呈帶狀近東西向分布，侵位時間處于233～216Ma(韓寶福等，2004；吳福元等，2005，2008；任榮等，2009；劉錦等，2016)。該堿性巖帶向西經(jīng)過赤峰可延伸到阿拉善東部地區(qū)(張拴宏等，2010；Chenetal., 2018)，向東可以延伸到朝鮮境內(nèi)，侵位時代與華北板塊北緣非常相似(Wuetal., 2011)。這些呈帶狀近東西向分布于華北板塊北緣類似于造山后拉張環(huán)境的巖石組合，說明本期處于兩大板塊碰撞造山后的伸展拉張的構造背景(孫德有等，2005；Wuetal., 2011；Zhangetal., 2012；劉錦等，2016；Chenetal., 2018；Shietal., 2019b)。

5 結論

(1)在開原晚古生代混雜巖中識別出3處輝長巖和1處流紋巖，鋯石U-Pb測年結果顯示3處輝長巖的形成時代分別為246±2Ma、241±2Ma、226±3Ma，1處流紋巖的年齡為241±2Ma。綜合前人發(fā)表數(shù)據(jù)，建立起本區(qū)三疊紀巖漿活動格架，根據(jù)巖石組合特征可將華北板塊北緣東段三疊紀巖漿活動劃分為5期：252～246Ma、246～242Ma、242～240Ma、240～230Ma和230～215Ma。

(2)三疊紀輝長巖巖漿在上升就位過程中均受到地殼物質(zhì)的混染。早三疊世輝長巖起源于受流體改造的富集型巖石圈地幔，由石榴石尖晶石二輝橄欖巖1%部分熔融形成，形成于板片斷離導致的伸展環(huán)境。中三疊世輝長巖(241Ma)起源于受流體和熔體雙重改造的過渡型巖石圈地幔，由石榴石尖晶石二輝橄欖巖1%～2%部分熔融形成；中三疊世流紋巖(241Ma)富集輕稀土元素和大離子親石元素，虧損高場強元素，虧損Nb、Ti、P、Sr元素等特征，屬于后碰撞I型花崗巖，其低Sr低Yb特征暗示其源區(qū)深度為30～40km之間；二者構成“雙峰式”火成巖，暗示此時處于伸展構造背景。晚三疊世輝長巖起源于受流體和熔體雙重改造的過渡型巖石圈地幔，由石榴石尖晶石二輝橄欖巖3%～4%部分熔融形成，形成于拉張背景。

(3)綜合本次工作獲得數(shù)據(jù)及前人研究成果，構建中亞造山帶東段三疊紀構造-巖漿演化過程：252～246Ma，活動大陸變換向同碰撞轉(zhuǎn)換，古亞洲洋完成最終閉合，發(fā)育島弧巖漿巖，蛇綠巖及“O”型埃達克巖；246～242Ma，持續(xù)擠壓隆升造山，僅形成具有“C”型埃達克巖性質(zhì)的酸性巖漿巖；242～240Ma，殘余俯沖洋殼脫落導致的伸展，促使“雙峰式”巖漿巖及高鎂閃長巖侵位；240～230Ma，持續(xù)擠壓隆升造山，地殼厚度增加，巖漿活動稀少；230～215Ma，造山后的伸展拉張環(huán)境，形成帶狀分布的“雙峰式”巖漿巖、A型花崗巖以及堿性雜巖。

謹以此文慶?！吧蜿柕刭|(zhì)調(diào)查中心”成立60周年。

致謝樣品分析得到自然資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心、吉林大學東北亞礦產(chǎn)資源評價自然資源部重點實驗室的大力支持；兩位審稿專家也提出了許多修改建議，使本文質(zhì)量得到了很大提升；在此一并表示衷心的感謝。