華北板塊北緣東段晚古生代-早中生代造山帶構造演化:來自遼北開原地區(qū)尖山子變質(zhì)火山巖的證據(jù)*

張諾 王長兵 劉正宏, 3 徐仲元 李剛 玄雨菲 高煜 王晨

1. 吉林大學地球科學學院，長春 130061 2. 云南省核工業(yè)二〇九地質(zhì)大隊，昆明 650106 3. 自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室，長春 130061

中亞造山帶(Central Asian Organic Belt)位于西伯利亞板塊和塔里木-華北板塊之間(eng?retal., 1993)，是目前地球上發(fā)展歷史最長、最為復雜的典型顯生宙增生型造山帶(eng?retal., 1993; Wildeetal., 2000; Xiaoetal., 2003, 2015; Jahn, 2004; Windleyetal., 2007; Safonovaetal., 2011)(圖1a)，已經(jīng)被視為大陸動力學演化過程研究的天然實驗室(eng?retal., 1993; 吳福元等, 1999, 2000; Wuetal., 2000, 2003, 2007; 李錦軼等, 2004, 2007)。中亞造山帶東段在我國的東北地區(qū)被稱為興蒙造山帶(李錦軼, 1998; Zhangetal., 2022)，進一步劃分為額爾古納地塊、興安地塊、松遼-錫林浩特地塊、佳木斯地塊和華北板塊北緣陸緣增生帶，各地塊先后沿著新林-喜桂圖、黑河-賀根山、牡丹江-依蘭縫合帶碰撞(劉永江等, 2016, 2019; 徐備等, 2014; Liuetal., 2017, 2021)，并最終沿索倫西拉木倫河-長春-延吉縫合帶與華北板塊完成拼合(Wuetal., 2000, 2007, 2011; Xiaoetal., 2003, 2009a, 2015; Liuetal., 2017, 2021)(圖1b)。

長期以來，學者對于晚古生代期間華北板塊北緣東段增生造山帶構造演化存在諸多爭議，主要集中在古亞洲洋俯沖極性、最終閉合時間，以及華北板塊北緣東段在三疊紀時期處于造山階段還是造山后階段等方面。大多數(shù)人認為古亞洲洋在二疊世期間存在雙向俯沖(關慶彬, 2016; 薛吉祥, 2021)，也有少數(shù)人認為古亞洲洋只存在南向俯沖。古亞洲洋的閉合時間存在以下不同觀點：晚泥盆世(Xuetal., 2013; Zhaoetal., 2013)、中二疊世(Lietal., 2014)、晚二疊世(馮光英等, 2010)、晚二疊世-早三疊世(Jiaetal., 2004; Jianetal., 2010; Caoetal., 2013; 薛吉祥, 2021)和中三疊世(曹花花, 2013; 張超等, 2014; 張超, 2014)。關于華北板塊北緣東段在三疊紀時期處于造山階段還是造山后階段存在不同的認識，多數(shù)學者傾向于中亞造山帶的造山作用在華北板塊北緣東段一致持續(xù)到晚三疊世早期(～225Ma)，晚三疊世末期進入造山后伸展階段(曹花花, 2013; 關慶彬等, 2016; 劉錦, 2017; 時溢, 2013; 周建波等, 2013; 張超, 2014; Guanetal., 2019, 2022; Wuetal., 2011; Zhangetal., 2004)。

清河鎮(zhèn)構造混雜巖位于華北板塊北緣興蒙造山帶東部，開原-延吉增生雜巖帶的西段，出露在遼寧省開原清河鎮(zhèn)-八棵樹鎮(zhèn)一帶，主要分布在沙河斷裂以北，沿著清河斷裂分布(圖1c)，是研究古亞洲洋最終閉合時間及俯沖極性的理想?yún)^(qū)域。盡管前人對該地區(qū)晚古生代-中生代的侵入巖進行了詳細的鋯石U-Pb年代學、地球化學及同位素特征的研究(劉錦等, 2016; 劉錦, 2017)，但是缺乏對晚古生代-早中生代火山巖的成因的研究。本文對開原地區(qū)尖山子火山巖進行了鋯石U-Pb年代學、地球化學及同位素特征的研究，進一步探討了華北板塊北緣東段晚古生代-早中生代的構造演化歷史。

1 地質(zhì)背景

遼北開原地區(qū)位于華北板塊北緣東段，赤峰-開原斷裂從研究區(qū)中部穿過(圖1c)。以沙河斷裂為分界線，以南地區(qū)為華北克拉通，包含大量新太古代-古元古代TTG片麻巖、古元古代變質(zhì)火山巖-沉積巖和二疊紀-三疊紀花崗巖(劉錦等, 2016; 劉錦, 2017)。沙河斷裂以北為華北板塊北緣增生造山帶，由一套變質(zhì)火山巖系-沉積巖組成，前人將其厘定為“開原巖群”。在遼寧省1:50萬地質(zhì)圖調(diào)查過程中，“開原巖群”被認為是中-新元古代蛇綠混雜巖，隨后解體認為其是在不同構造環(huán)境下不同時期以構造巖片的形式相互拼貼形成的地質(zhì)體，故將沿清河斷裂分布的這套巖石定名為清河鎮(zhèn)構造混雜巖(遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989)。這套構造混雜巖主要出露有太古宙片麻巖、中元古代和新太古代的變質(zhì)沉積地層、中二疊世-早三疊世照北山巖組、早三疊世佟家屯巖組、早三疊世尖山子火山巖，不同時代巖層之間呈構造接觸，被侏羅紀-白堊紀火山沉積地層角度不整合覆蓋，以及被大面積的中生代侵入巖侵入。照北山巖組是一套以碳酸鹽巖為主的海相沉積地層，由大理巖、變粒巖組成；佟家屯巖組為一套高鎂安山巖；二者均遭受了較強的構造變形和變質(zhì)作用改造，巖石中發(fā)育片理和劈理。

火山巖僅分布在開原市林豐鄉(xiāng)尖山子一帶，近東西向展布，面積14.5km2，主要為一套綠片巖相變質(zhì)的中酸性火山熔巖及火山碎屑巖。早期不同研究者分別將這套變質(zhì)火山巖歸屬于“古元古代北遼河群”(遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局,1976(1)遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1976. 1:20萬開原市幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告)、早古生代“清河鎮(zhèn)群”、中元古代開原巖群等(郇彥清等, 1999)。1:25萬遼源幅地質(zhì)調(diào)查(吉林省地質(zhì)調(diào)查院, 2004(2)吉林省地質(zhì)調(diào)查院. 2004. 1:25萬遼源幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告)對尖山子水庫大壩處的英安巖測年，得到其鋯石離子探針(SHRIMP)年齡為247.5±6Ma，將其歸屬于下三疊統(tǒng)。尖山子火山巖為一套強烈片理化的火山巖組合，以片理化安山巖為主，少量變質(zhì)英安巖、變質(zhì)流紋巖和變質(zhì)安山質(zhì)集塊角礫巖，遭受了強烈變質(zhì)變形改造，片理發(fā)育，其產(chǎn)狀在N 40°～50°W，傾角在55°～70°左右(圖2a, b)。變質(zhì)火山巖中葉理發(fā)育，主要由新生綠泥石、絹云母和拉出礦物晶屑定向排列構成(圖3a)，外觀呈似層狀，但是礦物拉伸線理不發(fā)育，以S型構造巖為主，表明變形機制主要為擠壓變形作用(圖2c)。通過野外地質(zhì)調(diào)查和剖面實測，沿清河水庫分布的尖山子期火山巖主要為一套綠片巖相變質(zhì)變形的中酸性火山熔巖及火山碎屑巖，主要巖石類型為變質(zhì)安山巖、變質(zhì)英安巖和變質(zhì)流紋巖以及變質(zhì)流紋質(zhì)晶屑熔結凝灰?guī)r和變質(zhì)含角礫英安質(zhì)巖屑晶屑熔結凝灰?guī)r，不同類型的巖石之間為整合接觸關系(圖2)。

2 樣品描述

本文樣品采自尖山子水庫大壩剖面新鮮未風化的火山巖層位(JPTW02、JS21-2以及JPS1TW、JS21-1、JS21-3)(圖2)。樣品的巖相學特征如下。

樣品JPTW02為變質(zhì)流紋巖，采自尖山子水庫大壩左側(124°41′40″E、42°25′48″N)，風化面呈灰白色，新鮮面呈灰白色，斑狀結構，塊狀構造，巖石由斑晶和基質(zhì)組成(圖3d)，斑晶由斜長石和石英組成。斜長石為半自形粒狀，無色，正低突起，一級灰白干涉色，多大于 0.4～0.5mm，含量10%左右；石英為他形粒狀，波狀消光，正低突起，干涉色為一級黃白，0.1～0.2mm，含量10%左右?；|(zhì)由微晶條狀斜長石、長英質(zhì)、黑云母等組成，呈現(xiàn)流動構造，絹云母和拉出礦物晶屑定向排列。

樣品JS21-1為變質(zhì)流紋巖，采自尖山子水庫大壩左側(124°41′40″E、42°25′48″N，圖3e)，風化面呈黃白色，新鮮面灰白色，斑狀結構，塊狀構造，巖石由斑晶和基質(zhì)組成(圖3f)，斑晶由石英組成?；|(zhì)為隱晶質(zhì)結構，由微晶條狀斜長石、長英質(zhì)、黑云母等組成，呈現(xiàn)流動構造。

樣品JPS1TW為變質(zhì)安山巖，采自尖山子水庫大壩左側(124°41′44″E、42°25′48″N)，風化面呈灰黑色，新鮮面呈灰黑色，斑狀結構，塊狀構造，表面可見氣孔構造(圖3a)。巖石由斑晶和基質(zhì)組成(圖3b, c)，斑晶礦物可能為斜長石，半自形粒狀，無色，正低突起，一級灰白干涉色，多大于0.4～0.5mm，含量10%左右?；|(zhì)構成交織結構或安山結構，斜長石不定向排列，氣孔之間充填長英質(zhì)等礦物。

樣品JS21-2為變質(zhì)安山巖，采自尖山子水庫大壩左側(124°41′44″E、42°25′48″N)，風化面呈灰白色，新鮮面呈灰黑色，斑狀結構，塊狀構造，表面可見氣孔、杏仁構造。巖石由斑晶和基質(zhì)組成(圖3g)，斑晶礦物可能為斜長石，半自形粒狀，無色，一級灰白干涉色，在0.3～0.4mm，含量10%左右?；|(zhì)中斜長石不定向排列，呈現(xiàn)流動構造。

樣品JS21-3為變質(zhì)安山巖，采自尖山子水庫大壩右側(124°33′48″E、42°27′37″N)，風化面呈黃白色，新鮮面呈灰白色，斑狀結構，塊狀構造。巖石由斑晶和基質(zhì)組成(圖3h, i)，斑晶礦物為斜長石，蝕變嚴重，半自形粒狀，無色，一級灰白干涉色，在0.35～0.45mm，含量30%左右?；|(zhì)中斜長石不定向排列，黑云母呈現(xiàn)流動構造。

3 分析方法

樣品(JPTW02和JPS1TW)的鋯石單礦物分選由河北省廊坊市科大巖石礦物分選技術服務有限公司完成，用鍔破機將樣品粉碎到合適粒度，用淘砂盤淘洗出重礦物后再進行磁選，最后在實體顯微鏡下挑選出鋯石；而鋯石制靶、陰極發(fā)光(CL)、透射及反射照相由北京鋯年領航科技有限公司完成。樣品(JS21-1和JS21-2)的鋯石單礦物分選、鋯石制靶、陰極發(fā)光(CL)、透射及反射照相均由北京鋯年領航科技有限公司完成。鋯石U-Pb測年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利用LA-ICPMS分析完成。激光剝蝕系統(tǒng)為德國COMPEx公司生產(chǎn)的GeoLasPro型193nm ArF準分子激光器，采用直徑32μm、頻率7Hz的激光束斑進行樣品分析。與激光器聯(lián)用的是Agilent 7900型ICP-MS儀器，采用He作為載氣。采用玻璃標準參考物質(zhì)NIST610和標準鋯石91500分別進行微量元素和同位素分餾校正。用ICPMASDATACALL軟件計算同位素比值和相應的年齡值，采用Andersen (2002)的方法對結果進行普通鉛校正，最后利用Isoplot程序進行了鋯石年齡諧和圖的繪制和年齡加權平均計算(Ludwig, 2003)。

全巖主量和微量元素分析均在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成，采用ME-ICP61四酸消解法電感耦合等離子體發(fā)射光譜測定鉛元素含量，利用PE-XRF26s X射線熒光光譜儀熔融法分析巖石主量元素，稀土元素含量則采用ME-MS81熔融法電感耦合等離子體質(zhì)譜測定。主量元素和微量元素的分析精度和準確度分別優(yōu)于5%和10%。

鋯石Lu-Hf同位素測試在武漢上譜分析科技有限責任公司利用激光剝蝕多接收杯等離子體質(zhì)譜(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剝蝕系統(tǒng)為Geolas HD(Coherent，德國)，MC-ICP-MS為Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific，德國)。詳細儀器操作條件和分析方法可參照Huetal. (2012)。為確保分析數(shù)據(jù)的可靠性，91500和GJ-1兩個國際鋯石標準與實際樣品同時分析，分析時激光束斑直徑為32μm，所用的激光脈沖速率為8Hz，對每個分析點的Yb和Hf的校正工作則主要是利用該分析點實測得出的平均值。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年代學

本文對遼寧省開原地區(qū)尖山子變質(zhì)流紋巖(JPTW02、JS21-1)和變質(zhì)安山巖(JPS1TW、JS21-3)進行了LA-ICPMS鋯石U-Pb定年。鋯石的部分CL圖像見圖4，鋯石U-Pb測年結果見表1。

表1 開原地區(qū)火山巖和沉積巖LA-ICP-MS U-Pb同位素年齡分析結果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb age data of zircons separated from the volcanic and sedimentary rocks in Kaiyuan area

續(xù)表1Continued Table 1

4.1.1 變質(zhì)流紋巖U-Pb年代學

樣品JPTW02、JS21-1中的鋯石為半自形或他形，長寬比大部分為2:1，直徑介于50～150μm之間，發(fā)育巖漿振蕩生長環(huán)帶(圖4a, b)，由于后期熱液作用造成部分鋯石被灰白色薄邊包圍。鋯石的Th/U比值介于0.17～1.83，暗示它們?yōu)閹r漿成因。樣品JPTW02鋯石測點的206Pb/238U年齡介于254～257Ma 之間，加權平均年齡為256.1±1.5Ma(MSWD=0.113，n=14)；樣品JS21-1的加權平均年齡為252.4±1.7Ma(MSWD=1.15，n=19)，說明變質(zhì)流紋巖的形成年代為晚二疊世(圖5a, b)。

4.1.2 變質(zhì)安山巖U-Pb年代學

樣品JPS1TW、JS21-3中CL圖像顯示鋯石形狀不規(guī)則，長寬比基本為1:1，直徑介于50～100μm之間，Th/U比值介于0.47～1.48，具有明顯的振蕩生長環(huán)帶，部分鋯石還被灰白色薄邊包圍，是后期熱液蝕變作用造成的(圖4c, d)。樣品JPS1TW的206Pb/238U年齡介于216～227Ma，加權平均年齡為222.4±1.8Ma(MSWD=0.60，n=13)(圖5c)；樣品JS21-3的加權平均年齡為227.9±1.2Ma(MSWD=0.038，n=28)(圖5d)，代表了變質(zhì)安山巖的結晶年齡，形成時代為晚三疊世。

4.2 全巖地球化學特征

遼北開原地區(qū)變質(zhì)流紋巖(JPTW02、JS21-1)和變質(zhì)安山巖(JPS1TW、JS21-2)的主量和微量元素分析結果見表2。

4.2.1 主量元素特征

遼北開原地區(qū)晚二疊世變質(zhì)流紋巖(JPTW02、JS21-1)的SiO2含量介于56.6%～72.6%之間，TiO2含量為0.24%～0.28%，Al2O3含量介于14.1%～15.5%之間，MgO含量介于0.63%～0.97%，其Mg#值介于38～52之間，全堿含量(Na2O+K2O)為6.22%～6.72%，Na2O/K2O為0.47～1.07，在TAS圖解中落入流紋巖-英安巖-粗安巖范圍內(nèi)(圖6a)。在K2O-SiO2圖解中，樣品落在了高鉀鈣堿性系列中(圖6c)。鋁飽和指數(shù)A/CNK值0.51～1.47，平均值1.06，準鋁質(zhì)和過鋁質(zhì)區(qū)域均有分布(圖6d)。

遼北開原地區(qū)晚三疊世變質(zhì)安山巖(JPS1TW、JS21-2)的SiO2含量介于57.8%～59.9%之間，TiO2含量為1.16%～1.28%，Al2O3含量介于16.9%～17.7%之間，MgO含量介于1.85%～2.33%，其Mg#值介于38～43之間，全堿含量(Na2O+K2O)為7.28%～8.10%，Na2O/K2O為0.85～2.35，在TAS圖解中落入粗面安山巖范圍內(nèi)(圖6a)。在AFM圖解中(圖6b)，落入了鈣堿性系列范圍內(nèi)。在K2O-SiO2圖解中，樣品落在了高鉀鈣堿性和鉀玄巖系列中(圖6c)。鋁飽和指數(shù)A/CNK值0.90～0.97，平均值0.93，屬于準鋁質(zhì)巖石(圖6d)。

4.2.2 稀土、微量元素特征

晚二疊世變質(zhì)流紋巖(JPTW02、JS21-1)的∑REE在132.9×10-6～165.1×10-6之間，平均為147.2×10-6。δEu=0.60～0.75，較明顯的Eu負異常。(La/Yb)N=2.27～28.8，輕重稀土分餾較明顯，富集輕稀土，虧損重稀土。在球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖上，曲線呈明顯的右傾趨勢(圖7a)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7b)可以看出，富集大離子親石元素Rb、K、Th，相對虧損Nb、P、Ti等高強場元素。Eu負異常，與斜長石的分離結晶作用有關；Nb、P、Ti元素相對虧損，這可能與巖漿演化過程中金紅石、磷灰石的分離結晶作用有關；Zr、Hf的相對富集可能與鋯石的分離結晶有關。

晚三疊世變質(zhì)安山巖(JPS1TW、JS21-2)的∑REE在196.8×10-6～208.1×10-6之間，平均為200.5×10-6。δEu=0.94～1.03，無明顯的Eu負異常。LREE/HREE=3.89～4.04，(La/Yb)N=11.4～12.0，輕重稀土分餾較明顯，富集輕稀土，虧損重稀土。在球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖上，曲線呈明顯的右傾趨勢(圖7c)。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖7d)可以看出，富集大離子親石元素Rb、K、Ba，相對虧損 Nb、Ti 等高強場元素，這可能與巖漿演化過程中金紅石、鈦鐵礦等副礦物的分離結晶作用有關，而Zr、Hf的相對富集可能與鋯石的分離結晶有關。

4.3 鋯石Lu-Hf同位素特征

遼北開原地區(qū)變質(zhì)流紋巖(JPTW02)和變質(zhì)安山巖(JPS1TW)的鋯石Hf同位素組成見圖8，分析結果見表3。

表3 開原地區(qū)火山巖的鋯石Hf同位素分析結果Table 3 Zircon Hf isotopic data of the volcanic rocks in Kaiyuan area

晚二疊世變質(zhì)流紋巖(JPTW02)中代表其形成時代的鋯石(～256Ma)的176Hf/177Hf比值介于0.282314～0.282848之間，εHf(t)值為-10.83～+8.10，大多為正值，Hf同位素單階段模式年齡(tDM)為532～1340Ma，二階段模式年齡(tDM2)為698～1967Ma。在t-εHf(t) Hf同位素特征圖解(圖8a)中大多落入了2.5Ga和虧損地幔之間；在t-176Hf/177Hf 同位素特征圖解(圖8b)大多落入了球粒隕石演化線附近及以上，部分落在下地殼和上地殼演化線之間且更靠近下地殼演化線，表明其初始巖漿起源于新生的地殼物質(zhì)的部分熔融并有少量古老地殼的參與(Yangetal., 2006; 吳福元等, 2007)。相比之下，樣品JPS1TW的鋯石具有相對均勻的Hf同位素組成。晚三疊世變質(zhì)安山巖(JPS1TW)中代表其形成時代的鋯石(～219Ma)的176Hf/177Hf比值介于0.282768～0.282831之間，εHf(t)值為+4.54～+6.79，Hf同位素二階段模式年齡(tDM2)為825～968Ma，εHf(t)值均為正值。在t-εHf(t) Hf同位素特征圖解(圖8a)中和t-176Hf/177Hf 同位素特征圖解(圖8b)落入了球粒隕石演化線以上，結合其新元古代的Hf同位素二階段模式年齡，表明其初始巖漿起源于新元古代新生地殼物質(zhì)的部分熔融(Yangetal., 2006; 吳福元等, 2007)。

5 討論

5.1 形成時代

尖山子火山巖是分布在開原-八棵樹附近的一套火山巖，曾被劃為“遼北遼河群高家峪組”(遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1976)，后又被新建為“清河鎮(zhèn)群北大溝組”，不久后又改建為“開原巖群沈家堡子組”(郇彥清等, 1999)。直到1:25萬遼源幅區(qū)調(diào)工作，在尖山子水庫大壩處取英安巖測年(247.5±6Ma)，表明該套地層的確切時代為晚二疊世-早三疊世，新建了非正式地層單位——早三疊世尖山子期火山巖，其巖石類型主要有安山巖、英安巖和流紋巖及英安質(zhì)凝灰熔巖，受區(qū)域構造影響已經(jīng)發(fā)生了片理化。尖山子火山巖近東西向分布，受NWW向清河斷裂控制。本文中尖山子火山巖具有巖漿鋯石的特征，其中樣品變質(zhì)流紋巖JPTW02的206Pb/238U加權平均年齡為256.1±1.5Ma，JS21-1的加權平均年齡為252.4±1.7Ma。樣品變質(zhì)安山巖JPS1TW的206Pb/238U加權平均年齡為222.4±1.8Ma，JS21-3的加權平均年齡為227.9±1.2Ma，這與新建的尖山子期火山巖的形成時代不同，我們認為尖山子火山巖的巖漿作用時間應該在晚二疊世-早三疊世(247～256Ma)和晚三疊世(～225Ma)。最近清河鎮(zhèn)構造混雜巖中佟家屯組的高鎂安山巖形成于晚二疊世(250±4Ma；Yuanetal., 2016)，而照北山組透輝變粒巖碎屑鋯石數(shù)據(jù)將最小沉積年齡和變質(zhì)年齡分別限制在257Ma和245Ma(劉錦, 2017)，而本次研究中照北山巖組的黑云斜長變粒巖的碎屑鋯石U-Pb定年結果表明，年齡主要集中在232～278Ma(未發(fā)表)。綜合上述所有數(shù)據(jù)，我們認為清河鎮(zhèn)構造混雜巖形成于晚二疊世-晚三疊世早期。

5.2 巖石成因

典型的變質(zhì)火山巖在變質(zhì)作用過程中會發(fā)生一些元素的遷移。尖山子火山巖的燒失量(LOI)在0.75%～3.97%，除了其中1個樣品(JPTW02B)LOI為8.43%，δCe為0.90～1.00，均表明了流體和變質(zhì)作用的影響較小。在熱液蝕變和變質(zhì)作用的過程中，稀土元素和高場強元素基本保持不變，保留了原始火成巖的特征(Middelburgetal., 1988; Polat and Hofmann, 2003)。因此可以根據(jù)這些元素來判斷尖山子巖組變質(zhì)火山巖的成因與源區(qū)。

5.2.1 變質(zhì)酸性巖

變質(zhì)流紋巖具有高SiO2、K2O+Na2O的特征，但其FeOT/MgO的比值(1.79～3.09，平均2.35)、10000×Ga/Al的比值(1.76～2.52，平均2.20)和Zr、Nb、Ce、Y的含量都較低，都與典型的A型花崗巖不同(Whalenetal., 1987)。在FeOT/MgO-10000×Ga/Al圖解(圖9a)中，樣品落在了I型和S型花崗巖區(qū)域中。樣品的A/CNK為0.51～1.47，平均值為1.06，均小于1.1，所以研究區(qū)變質(zhì)流紋巖原巖與I型花崗巖特征相似。

研究區(qū)變質(zhì)流紋巖具有較高的SiO2和Na2O+K2O，表現(xiàn)出Nb、P、Ti等高場強元素(HFSE)虧損，Sr、U、K等大離子親石元素(LILE)富集，表明其巖漿來源于殼源(Taylor and McLennen, 1985)。變質(zhì)流紋巖也具有較高的Sr(>400×10-6)含量，較低的MgO、Y(8.9×10-6～11.1×10-6)和Yb(0.80×10-6～11.1×10-6)含量，富集LREEs，虧損HREEs和HFSEs，Sr/Y比值介于37.3～103之間，La/Yb比值介于3.36～42.8之間，顯示出具有埃達克巖的地球化學特征(Defant and Drummond, 1990)。在(La/Yb)N-YbN和Sr/Y-Y圖解(圖9b, c)中，流紋巖樣品全部落入埃達克質(zhì)巖石的范圍內(nèi)。變質(zhì)流紋巖的Nb/Ta比值為9.50～8.10，平均值為8.80，相比于地幔巖漿的Nb/Ta比值(17.5±2, Green, 1995; Hofmann, 1988)，其與大陸地殼相對應的Nb/Ta比值(12.4, Rudnick and Gao, 2014)更為吻合；Zr/Hf比值為37.33～42.67，平均值為38.95，接近地殼平均值44.68且遠大于地幔平均值30.74(Weaveretal., 1984; Taylor and McLennan, 1985)，表明巖漿起源于地殼。在埃達克成因圖解中(圖9d)，樣品落在增厚下地殼熔融形成的埃達克質(zhì)巖石范圍內(nèi)。根據(jù)樣品鋯石εHf(t)值介于-10.83～+8.10之間，大部分正值表明變質(zhì)流紋巖巖漿為新增生下地殼部分熔融的產(chǎn)物，負的εHf(t)值則暗示巖漿受到了少量古老地殼物質(zhì)混染(Yangetal., 2006; 唐杰, 2016)。

綜上所述，變質(zhì)流紋巖的巖漿起源于新增生玄武質(zhì)下地殼的部分熔融，還有少量古老地殼物質(zhì)的混染。

5.2.2 變質(zhì)中性巖

鈣堿性安山巖是造山帶的重要組成部分，目前關于鈣堿性安山巖的成因主要有以下觀點：(1)俯沖流體或熔體交代地幔楔的部分熔融(Kelemen, 1995; 張麗等, 2020; 薛吉祥, 2021)；(2)幔源玄武質(zhì)巖漿分離結晶作用(Bonin, 2004; Leeetal., 2014)；(3)殼源長英質(zhì)巖漿與幔源玄武質(zhì)巖漿混合作用(Guoetal., 2007; Reubi and Blundy, 2009; 陳越等, 2010)；(4)幔源玄武質(zhì)巖漿底侵導致下地殼部分熔融(Petford and Atherton, 1996; Guffantietal., 1996; Jungetal., 2002)。

俯沖板片或拆沉下地殼部分熔融的產(chǎn)物與地幔反應可以形成安山質(zhì)巖漿，該巖漿通常具有埃達克巖的特征。研究區(qū)變質(zhì)安山巖具有較低的Sr/Y比值，明顯不同于埃達克巖，而與典型的弧火山巖相似(圖9b, c)。結合變質(zhì)安山巖基本不具有Eu異常，暗示其非玄武質(zhì)巖漿結晶分異的產(chǎn)物。鋯石Lu-Hf 同位素體系能有效的記錄巖漿混合作用混合端元的Hf同位素特征(吳福元等, 2007)。研究區(qū)變質(zhì)安山巖具有相對均一的Hf同位素組成，εHf(t)值為+4.54～+6.79，暗示該安山巖巖漿并非來源于巖漿混合作用。研究區(qū)安山巖樣品的Mg#值為38.3～42.3，平均值為40.0，和下地殼鎂鐵質(zhì)巖石部分熔融形成的巖漿(Mg#<40)更為吻合(Rapp and Waston, 1995)，暗示其形成于下地殼物質(zhì)部分熔融作用。Zr/Hf比值為45.54～48.62，平均值為46.35，遠大于地幔平均值30.74，與大陸地殼相對應的Zr/Hf比值44.68更為吻合(Weaver and Tarney, 1984; Taylor and Mclennan, 1985)。因此，研究區(qū)變質(zhì)安山巖可能是由基性下地殼物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物。

5.3 構造背景

研究區(qū)變質(zhì)流紋巖呈現(xiàn)輕稀土元素(LREEs)相對富集，重稀土元素(HREEs)相對虧損，相對富集Sr、K等大離子親石元素，虧損Nb、P、Ti等高場強元素，顯示出活動大陸邊緣火山巖的地球化學特征，另外，在Th/Yb-Ta/Yb和Th-Ta圖解中，樣品均落在活動大陸邊緣范圍內(nèi)(圖10a, b)，表明研究區(qū)變質(zhì)流紋巖形成于活動大陸邊緣的構造環(huán)境。開原地區(qū)八棵樹鎮(zhèn)地區(qū)發(fā)育同時代的變質(zhì)流紋巖，同樣形成于活動大陸邊緣(薛吉祥, 2021)。

研究區(qū)變質(zhì)安山巖主要為高鉀鈣堿性粗安巖，富集大離子親石元素(Rb、Ba、K)和Th、U等微量元素，相對虧損高場強元素(Nb、Ta和Ti)，這些特征與俯沖帶火山巖的地球化學特征相似(McCulloch and Rossi, 1991)。同時，研究區(qū)變質(zhì)安山巖在Th/Yb-Nb/Yb圖解中樣品投影在大陸弧區(qū)域(圖10c)，暗示其可能為古亞洲洋南向華北板塊之下俯沖背景下的大陸島弧巖漿產(chǎn)物。然而，中亞造山帶在晚古生代-早中生代發(fā)生了典型的洋陸俯沖-碰撞造山過程。在R1-R2圖解(圖10d)中，落在板塊碰撞后隆起期花崗巖-晚造山期花崗巖區(qū)域。最近對華北板塊北緣東段大量三疊紀U-Pb數(shù)據(jù)研究表明，中亞造山帶的造山作用在華北板塊北緣東段一致持續(xù)到晚三疊世早期(～225Ma)，隨后進入造山后伸展階段(曹花花, 2013; 關慶彬等, 2016; 劉錦, 2017; 時溢, 2013; 周建波等, 2013; 張超, 2014; Guanetal., 2019, 2022; Wuetal., 2011; Zhangetal., 2004)。尖山子火山巖巖石類型總體以鈣堿性玄武安山巖-安山巖-粗面安山巖-英安巖-流紋巖為主，在其后的地層中出現(xiàn)了照北山組海相地層(晚二疊世-晚三疊世)和磨拉石建造(晚三疊世大醬缸組)，這表示研究區(qū)在晚三疊世早期可能已經(jīng)進入造山的最后演化階段。因為后碰撞的巖漿一般都繼承了與俯沖作用有關的地球化學特征，所以研究區(qū)安山巖可能處于由造山階段俯沖擠壓轉(zhuǎn)換為造山后伸展階段這一過程中。

5.4 華北板塊北緣東段的構造演化

在大地構造位置上，研究區(qū)位于興蒙造山帶的最南端和華北克拉通最北緣的結合部位，靠近華北板塊與中亞造山帶的分割線——赤峰-開原斷裂。因此，研究區(qū)的構造演化可以為華北板塊北緣東段的構造演化提供重要依據(jù)。

早-中二疊紀的巖漿活動主要為火山巖、花崗巖等侵入巖以及增生雜巖，主要分布在長春-樺甸-敦化-延吉的南側，少量分布在北側(圖11、表4)。已有大量文獻證明，古亞洲洋沿索倫-西拉木倫-長春縫合帶呈剪刀式閉合(吳迪迪, 2021; Eizenh?fer and Zhao, 2018; Renetal., 2020; Xiaoetal., 2009b; Zhaoetal., 2018)。在長春-樺甸-敦化-延吉縫合帶以南一側的巖石均表現(xiàn)出與俯沖作用相關的地球化學特征， 形成于類似安第斯型的活動大陸邊緣環(huán)境中， 與古亞洲洋向南俯沖有關(Zhangetal., 2004; 時溢等, 2020; Caoetal., 2011; Liuetal., 2017; Guanetal., 2022)。同樣，分布在縫合帶北側的的火成巖屬于高鉀鈣堿型系列，與活動大陸邊緣的巖石地球化學特征具有親緣性，這代表著古亞洲洋同時也在向北俯沖(曹花花等, 2012; 曹花花, 2013; Yuetal., 2014; Songetal., 2018; Zhouetal., 2019)。如前所述，早-中二疊世期間華北板塊北緣東段處于活動大陸邊緣構造環(huán)境中，古亞洲洋雙向俯沖。

表4 華北板塊北緣東段二疊紀巖漿活動統(tǒng)計表Table 4 Statistical table of Permian magmatism in the eastern part of the northern margin of the North China Block

晚二疊世-早三疊世的火山巖、花崗巖等侵入巖表現(xiàn)出與俯沖作用相關的地球化學特征，且與板片斷離導致地幔巖漿上涌有關(Yuanetal., 2016; 劉錦, 2017; 楊仲杰, 2016; 時溢等, 2020)。吉林中部地區(qū)晚二疊世-早三疊世巖漿活動以花崗質(zhì)巖石和輝長巖代表，主要為中-高鉀鈣堿性I型花崗巖和A型花崗巖，反映了一種造山后俯沖板片斷離導致的拉張的環(huán)境，同時代埃達克質(zhì)花崗巖廣泛分布于開原-延吉地區(qū)，認為其形成于加厚鎂鐵質(zhì)下地殼的部分熔融，表明研究區(qū)內(nèi)存在擠壓的構造環(huán)境中(孫德有等, 2004; Zhangetal., 2004; 曹花花, 2013; Wangetal., 2015; Liuetal., 2020)。此外，延吉地區(qū)的晚二疊世地層中含有主要來自華北板塊北緣的碎屑物質(zhì)，而早-中三疊世地層中含有來自佳木斯地塊和華北克拉通的碎屑物質(zhì)(Duetal., 2019; Zhouetal., 2019)，表明此時已發(fā)生碰撞。結合本文變質(zhì)流紋巖的成因及構造背景，我們認為晚二疊世-早三疊世華北板塊北緣東段可能處碰撞早期，俯沖板片的斷離誘發(fā)軟流圈地幔熔融以及幔源巖漿上升侵位，形成新生地殼并導致地殼加厚。

周建波等(2013)對呼蘭群中碎屑沉積鋯石的研究認為華北板塊北緣東段的碰撞造山過程可能一直持續(xù)到中三疊世。張超(2014)認為在延邊地區(qū)古亞洲洋中三疊世早期最終閉合，晚三疊世晚期之后，古亞洲洋碰撞造山的影響作用徹底消失，～200Ma左右進入了古太平洋構造域的控制下。另外，劉錦(2017)在照北山組獲得了一組諧和年齡為245Ma的變質(zhì)年齡，認為碰撞造山的最終閉合時間。研究區(qū)變質(zhì)安山巖(～218Ma)是造山過程演化到最后階段的產(chǎn)物。綜合前人研究認為古亞洲洋在中三疊世早期(～245Ma)最終閉合，碰撞造山的影響一直持續(xù)到晚三疊世早期，直到晚三疊世中-晚期古亞洲洋的影響作用消失，進入伸展垮塌狀態(tài)。

綜上，我們認為在這期間華北板塊北緣東段的演化模式為：(1)早-中二疊世期間華北板塊北緣東段處于活動大陸邊緣構造環(huán)境中，古亞洲洋雙向俯沖(圖12a)；(2)晚二疊世-早三疊世可能處于碰撞初期，俯沖板片的斷離誘發(fā)軟流圈地幔熔融以及幔源巖漿上升侵位，形成新生地殼并導致地殼加厚(圖12b)；(3)古亞洲洋在中三疊世早期(～245Ma)最終閉合，碰撞造山的影響一直持續(xù)到晚三疊世早期(～225Ma)(圖12c)，晚三疊世中-晚期古亞洲洋的影響作用消失。

6 結論

(1)開原地區(qū)尖山子變質(zhì)流紋巖形成于晚二疊世，變質(zhì)安山巖形成于晚三疊世，尖山子火山巖存在兩期巖漿作用：晚二疊世-早三疊世(247～256Ma)和晚三疊世(～225Ma)。

(2)開原地區(qū)尖山子火山巖變質(zhì)流紋巖形成于活動大陸邊緣構造環(huán)境，起源于新增生玄武質(zhì)下地殼的部分熔融，還有少量古老地殼物質(zhì)的混染。變質(zhì)安山巖可能處于由造山階段俯沖擠壓轉(zhuǎn)換為造山后伸展階段這一過程中，由基性下地殼物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物。

(3)開原地區(qū)華北板塊北緣東段在二疊世期間處于活動大陸邊緣構造環(huán)境中，古亞洲洋雙向俯沖；晚二疊世-早三疊世俯沖板片的斷離誘發(fā)軟流圈地幔熔融以及幔源巖漿上升侵位，形成新生地殼并導致地殼加厚。古亞洲洋在中三疊世早期最終閉合，碰撞造山的影響可能一直持續(xù)到晚三疊世早期。