時溢 石紹山 陳旭 桓鳳明

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. 吉林省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查所，長春 130022 4. 遼寧省冶金地質(zhì)勘查研究院有限責(zé)任公司, 鞍山 114000

中亞造山帶是近年來基礎(chǔ)地質(zhì)學(xué)領(lǐng)域研究的熱點之一，被認(rèn)為是構(gòu)造巖漿活動最復(fù)雜、發(fā)展歷史最長的一條巨型增生型造山帶(圖1a; Windleyetal., 2007; 許文良等, 2019; 李仰春等, 2013; Xuetal., 2013, 2015; Maetal., 2021)，是顯生宙期間形成的世界上最大的年輕地殼(Xiaoetal., 2003; Windleyetal., 2007; Wilhemetal., 2012; Liuetal., 2017; Shietal., 2019a, b)。大地構(gòu)造位置上，中國東北地區(qū)位于中亞造山帶東段，傳統(tǒng)上稱之為“興蒙造山帶”，夾持于西伯利亞板塊及華北板塊之間，其內(nèi)部夾雜著不同性質(zhì)、不同時代的微地塊、增生雜巖體、巖漿弧及代表縫合帶的蛇綠(混雜)巖、藍(lán)片巖殘片等(圖1a)(徐備等, 2014; Xiaoetal., 2015; Fengetal., 2019)，這與古亞洲洋板塊的俯沖消減作用密切相關(guān)(Windleyetal., 2007; Safonovaetal., 2011; Safonova and Santosh, 2014)。該區(qū)具有極其復(fù)雜的地質(zhì)構(gòu)造演化史(Wuetal., 2011)，因此成為地質(zhì)學(xué)家們研究微地塊群碰撞拼合、大陸增生改造及洋-陸轉(zhuǎn)換的熱點區(qū)域(Jianetal., 2008; 徐備等, 2014; Wilde, 2015; 陳井勝等, 2017; Liuetal., 2017, Fengetal., 2019; 劉永江等, 2019)。近年來，區(qū)域上越來越多的證據(jù)指示了代表著西伯利亞板塊和華北板塊之間的古亞洲洋最終沿索倫-西拉木倫-長春-延吉縫合帶閉合(圖1a; Wuetal., 2007, 2011; Jianetal., 2010; Sunetal., 2013; Xuetal., 2015; Zhangetal., 2015; 楊帆等, 2019; Liuetal., 2017, 2021)，這是一條延長1500km以上的縫合帶，該縫合帶可以細(xì)分為東段的長春-延吉縫合帶和西段的索倫-西拉木倫河-林西縫合帶(劉永江等, 2019)。相對于西段的精細(xì)研究，其東段的研究還十分薄弱，還有一些焦點問題存在爭議，(1)閉合位置問題：徐備等(2014)認(rèn)為索倫-西拉木倫河縫合帶自西向東穿越圖古日格-溫都爾廟-正鑲白旗-敖漢旗，然后由吉林中部向北漂移至延邊；Liuetal. (2017, 2021)提出索倫-西拉木倫縫合帶在松遼盆地之下的走向應(yīng)為自西向東經(jīng)過開魯、通遼，然后向北錯動從科爾沁左翼中旗、長春、磐石、樺甸至延吉一線。由于缺少蛇綠巖和地表露頭，導(dǎo)致索倫-西拉木倫縫合帶在松遼盆地下的延伸情況仍是未知。(2)閉合時間問題：古亞洲洋的閉合時間長期以來存在較大的分歧。主流觀點有兩種：一種觀點認(rèn)為古亞洲洋主要閉合于早古生代末期-晚古生代初期(Zhaoetal., 2013; Zhangetal., 2015; 邵濟(jì)安等, 1994)，中二疊世以來，該區(qū)開始裂解形成若干條近東西向分布的初始裂谷，后期進(jìn)一步演變?yōu)橛邢扪笈瑁虼税l(fā)育多處晚古生代的(超)鎂鐵質(zhì)巖，到晚二疊世-早三疊世之后，有限洋盆最終閉合(張晉瑞等, 2014; Songetal., 2015)。另一種觀點認(rèn)為晚古生代期間，華北板塊與西伯利亞板塊之間主要表現(xiàn)為古亞洲洋主洋盆及其分支洋盆的俯沖消亡，古亞洲洋于晚二疊世-早三疊世沿索倫-西拉木倫縫合帶最終閉合(李益龍等, 2009; Caoetal., 2013; Liuetal., 2017, 2021; Shietal., 2022)。(3)構(gòu)造環(huán)境問題：雖然興蒙造山帶被認(rèn)為是典型的增生型造山帶，然而在其內(nèi)部廣泛發(fā)育的蛇綠混雜巖、增生雜巖、鈣堿性火山巖和花崗質(zhì)巖體的時代等皆不支持其沿一個單一古大洋俯沖帶不斷增生造山的特點。結(jié)合東北地區(qū)目前已確定的蛇綠巖分布特征及微地塊群基底屬性特征，中亞造山帶東段古亞洲洋的增生過程不僅與其主洋盆有關(guān)，還與其兩側(cè)的分支洋盆有密切關(guān)系(劉永江等, 2019)。如西部新元古代-寒武紀(jì)新林-喜桂圖洋(也稱之為新林洋或吉峰洋; Xuetal., 2015; Fengetal., 2016)、寒武紀(jì)-石炭紀(jì)嫩江洋(也稱之為賀根山洋; 李英杰等, 2018)和東部的牡丹江洋(Dongetal., 2018)。而長春-延吉蛇綠混雜巖帶所處構(gòu)造環(huán)境如寬闊古大洋盆地(王東方等, 1990; 焦驥, 2020; Jiaoetal., 2020)、弧后有限洋盆(邵濟(jì)安和唐克東, 1995)或者島弧邊緣盆地體系(徐公愉和方文昌, 1990)還有一些爭議。這些爭議的存在主要是由于華北板塊北緣東段遭受了后期古太平洋構(gòu)造域的疊加破壞改造以及中新生代沉積物覆蓋的緣故，導(dǎo)致蛇綠混雜巖在該區(qū)空間上出露不連續(xù)造成的。

遼寧北部地區(qū)大地構(gòu)造上位于華北板塊北緣東段(圖1a, b)，該區(qū)在晚古生代-早中生代時期經(jīng)歷了古洋盆的俯沖-消減閉合過程(張曉暉和翟明國, 2010; Jingetal., 2020)，構(gòu)造過程復(fù)雜，巖漿活動強(qiáng)烈。近年來隨著填圖工作的進(jìn)行和地質(zhì)研究的不斷深入，將原歸屬于“佟家屯巖組、磨盤山組、照北山巖組”等地層解體為多套地質(zhì)體，從中識別出了多處晚古生代-早中生代中-基性火山巖及侵入巖(圖1c)。中-基性巖漿巖是來自巖石圈深部的探針，是理解和認(rèn)識殼-幔演化和地幔組成的重要窗口，是大洋板塊演化的重要巖石學(xué)記錄，其在洋-陸構(gòu)造格局重建中具有重要意義。因此，本文以遼北地區(qū)晚古生代-早中生代中-基性火山巖及侵入巖為研究對象，利用巖石學(xué)、礦物學(xué)、同位素年代學(xué)和巖石地球化學(xué)特征探討其形成時代、巖石成因及構(gòu)造背景，為中亞造山帶東段古洋盆的構(gòu)造屬性及形成演化機(jī)制、洋-陸構(gòu)造格局重建及限制古縫合帶空間位置等提供有效的約束。

1 區(qū)域地質(zhì)背景及巖相學(xué)特征

研究區(qū)地處遼寧北部地區(qū)(圖1b)，該區(qū)構(gòu)造背景較為復(fù)雜，地處華北板塊北緣東段，大地構(gòu)造上屬于中亞造山帶東部，依蘭-伊通斷裂以西，位于松遼盆地東南緣(圖1b)。古生代-早中生代該區(qū)經(jīng)歷了伸展、收縮、走滑三種動力學(xué)機(jī)制及韌性、韌脆性、脆性不同層次、不同時期的變形作用，以及相伴生的沉積作用、變質(zhì)作用、巖漿侵入作用、火山作用等不同類型、多期次地質(zhì)事件，形成了復(fù)雜多樣的構(gòu)造格局。中生代以來進(jìn)入松遼盆地形成階段，該區(qū)域被沉積巖、中基性-酸性火山巖所覆蓋。研究區(qū)古生代-早中生代巖漿活動較為強(qiáng)烈，包括晚奧陶世、中-晚泥盆世、二疊紀(jì)及中-晚三疊世變質(zhì)火山巖和志留紀(jì)、泥盆紀(jì)、二疊紀(jì)及三疊紀(jì)基性-中酸性侵入巖體(圖1c)。

本次工作針對研究區(qū)內(nèi)晚古生代-早中生代中-基性火山巖及侵入巖進(jìn)行了詳細(xì)的野外調(diào)查和巖相學(xué)研究，其主要分布于遼寧北部關(guān)家屯東、王家店北、老陵山、五龍山及紅土砬子等地，部分中-基性火山巖及侵入巖呈透鏡狀構(gòu)造巖塊或巖片分布于強(qiáng)烈變形變質(zhì)的基質(zhì)之中(圖1c)，巖塊普遍發(fā)育一定程度的構(gòu)造變形作用，構(gòu)造優(yōu)勢方位以NE向為主，傾角在17°～43°之間。五龍山正長巖體主要分布于變閃長巖之中，二者呈條帶狀構(gòu)造產(chǎn)出(圖2d, e)，通過野外觀察二者產(chǎn)狀認(rèn)為，五龍山變閃長巖應(yīng)為早期巖漿事件的產(chǎn)物，而正長巖(PM303-8-TW1)更像是由于深熔作用后期析出的產(chǎn)物，具有花崗結(jié)構(gòu)，表面呈淺肉紅色，與變閃長巖共同參與了一期動力變質(zhì)作用，巖體局部呈現(xiàn)半定向或弱片麻狀構(gòu)造，其主要礦物由堿性長石(～75%)、石英(～15%)及斜長石(～10%)組成(圖2k)；五龍山變閃長巖(PM303-8-TW2)表面呈灰綠色(圖2d, e)，變余閃長結(jié)構(gòu)，片麻狀構(gòu)造，巖石由角閃石(35%)、堿性長石(35%)及斜長石(30%)組成，巖石綠泥石化、綠簾石化明顯(圖2j)；關(guān)家屯東變玄武巖(PM202-7-TW1)出露面積約1km2(圖1c)，由于中三疊世淺色長英質(zhì)脈體沿變玄武巖中的片麻理注入而呈條帶狀構(gòu)造產(chǎn)出(圖2a)，變玄武巖表面呈灰黑色，局部可見變余間粒結(jié)構(gòu)，弱片麻狀構(gòu)造，巖石由綠簾石(40%)、斜長石(35%)、角閃石(15%)、黑云母(5%)及綠泥石(5%)組成。巖石主體蝕變、退變強(qiáng)烈，尤其綠簾石化強(qiáng)烈，但局部保留較好的斜長角閃巖組構(gòu)及礦物組合，變質(zhì)級別達(dá)到低角閃巖相(圖2g)；王家店北變安山巖(PM109-4-TW1)主體呈透鏡狀構(gòu)造巖片北東向分布于研究區(qū)西部地區(qū)(圖1c)，出露面積約5km2，巖石表明呈灰色-灰綠色(圖2b)，變余斑狀結(jié)構(gòu)，半定向構(gòu)造，基質(zhì)可見變余交織結(jié)構(gòu)，變斑晶主要為斜長石(35%)，長軸略定向，基質(zhì)主要由斜長石(35%)、綠泥石(35%)、絹云母(20%)及綠簾石(10%)組成(圖2h)；老陵山變玄武安山巖(BGXWY-TW1)呈不規(guī)則狀或透鏡狀巖塊北北東向展布(圖1c)，出露面積約1.5km2，變余斑狀結(jié)構(gòu)，基質(zhì)變余交織結(jié)構(gòu)，塊狀或弱片麻狀構(gòu)造(圖2c)，變斑晶由斜長石(～5%)及輝石(～3%)組成，基質(zhì)斜長石微晶流狀定向，其間新生綠泥石呈長條片狀，定向分布，基質(zhì)發(fā)生強(qiáng)青磐巖化作用，綠簾石、方解石及石英集合體呈脈狀或團(tuán)塊狀交代原巖(圖2i)；紅土砬子輝長巖(PM302-18-TW1)呈巖脈后期侵入到晚二疊世花崗閃長巖之中，出露面積不足1km2(圖1c)，巖石表面呈暗綠色，輝長結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造(圖2f)，主要礦物由角閃石(20%)、輝石(25%)、斜長石(50%)及少量絹云母(5%)組成，巖石綠泥石化、綠簾石化明顯(圖2l)。

2 測試方法

野外采集新鮮的測年樣品，送自然資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心進(jìn)行粉碎、淘洗和分離，然后進(jìn)行挑選鋯石的工作。鋯石制靶和陰極發(fā)光、透射光、反射光圖像的采集在長春市中能巖礦測試服務(wù)有限公司完成。

LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年在在吉林大學(xué)東北亞礦產(chǎn)資源評價自然資源部重點實驗室分析完成。具體實驗測試過程參見Yuanetal. (2004)。測試和數(shù)據(jù)處理的主要流程及儀器主要技術(shù)參數(shù)為：①激光剝蝕系統(tǒng)為COMPEx Pro型193nm ArF準(zhǔn)分子激光器，與激光器聯(lián)用的是Agilent 7900型ICP-MS儀器；②實驗采用He作為剝蝕物質(zhì)的載氣，儀器最佳化采用美國國家標(biāo)準(zhǔn)技術(shù)研究院研制的人工合成硅酸鹽玻璃標(biāo)準(zhǔn)參考物質(zhì)NIST610，采用91500標(biāo)準(zhǔn)鋯石外部校正法進(jìn)行鋯石原位U-Pb分析；③采用直徑為32μm、頻率為7Hz的激光束斑進(jìn)行樣品分析；④用ICPMSDataCal軟件計算同位素比值和207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U的年齡值；⑤采用Andersen (2002)的方法對結(jié)果進(jìn)行普通鉛校正；⑥采用Isoplot程序計算其年齡。

鋯石Lu-Hf同位素分析在天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所同位素實驗室完成，主要使用了193nm激光剝蝕系統(tǒng)(New Wave)以及多接收器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS，Neptune)。Lu-Hf同位素分析測試方法以及同位素分餾校正請參見參考文獻(xiàn)(Wuetal., 2006; 耿建珍等, 2011)。

主量、微量元素分析均在自然資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心分析完成，整個過程均在無污染設(shè)備中進(jìn)行。主量元素分析采用X射線熒光光譜法(XRF)完成，精度為1%～5%；微量元素分析則采用電感耦合等離子質(zhì)譜法(ICP-MS)完成，精度優(yōu)于10%。

3 年代學(xué)特征

本次共采集了6件巖漿巖測年樣品PM202-7-TW1(關(guān)家屯東變玄武巖，N123°34′41″、E42°37′59″)、PM109-4-TW1(王家店北變安山巖，N123°16′22″、E42°33′19″)、BGXWY-TW1(老陵山變玄武安山巖，N123°15′30″、E42°33′15″)、PM303-8-TW2(五龍山變閃長巖，N123°19′5.5″、E42°19′51.5″)、PM303-8-TW1(五龍山正長巖，N123°19′6″、E42°19′52″)和PM302-18-TW1(紅土砬子輝長巖，N123°29′15″、E42°28′15″)。這些樣品鋯石多為淺黃白色， Th/U比值范圍為0.06～1.12，顯示出典型的振蕩環(huán)帶(圖3)，表明它們是典型的巖漿鋯石(Hoskin and Ireland, 2000)。本次選擇無色透明沒有包裹體和裂隙的鋯石進(jìn)行U-Pb同位素分析，測年結(jié)果見表1。

樣品PM202-7-TW1中鋯石呈自形-半自形短柱狀，大小約60～100μm，長寬比為1:1～1:1.2(圖3a)，樣品共進(jìn)行了19個點的有效測試分析，其中17個鋯石的206Pb/238U年齡值都落在諧和曲線上或附近，加權(quán)平均年齡為265.5±1.7Ma(MSWD=0.12)(圖4a)，代表關(guān)家變屯玄武巖形成于中二疊世。樣品PM109-4-TW1鋯石大部分呈半自形柱狀，大小約65～130μm，長寬比為1:1～1:2(圖3b)，樣品共進(jìn)行了10個點的有效測試分析，這些鋯石的206Pb/238U年齡值都落在諧和曲線上或附近，加權(quán)平均年齡為260.6±2.7Ma(MSWD=0.23)(圖4b)，表明王家店變安山巖形成于中二疊世晚期。樣品BGXWY-TW1鋯石主要呈自形-半自形長柱狀，大小約50～100μm，長寬比為1:1～1:2.3(圖3c)，樣品共進(jìn)行了25個點的有效測試分析，加權(quán)平均年齡為251.5±2.1Ma(MSWD=0.15)(圖4c)，說明老陵山變玄武安山巖的形成時代為晚二疊世-早三疊世。樣品PM303-8-TW2鋯石呈半自形短柱狀，大小約110～180μm，長寬比為1:1～1:1.2(圖3d)，樣品共進(jìn)行25個有效測試分析中的24個鋯石206Pb/238U年齡落在諧和曲線上，加權(quán)平均年齡為251.4±1.6Ma(MSWD=0.26)(圖4d)，代表了五龍山變閃長巖巖漿侵位時間為早三疊世早期。樣品PM303-8-TW1鋯石呈半自形短柱狀，大小約90～130μm，長寬比為1:1～1:1.8(圖3e)，樣品測試分析的25個點中21個鋯石的206Pb/238U年齡落在諧和曲線上，加權(quán)平均年齡為247±1.3Ma(MSWD=0.29)(圖4e)，相當(dāng)于中三疊世早期，代表了五龍山正長巖的結(jié)晶年齡。樣品PM302-18-TW1鋯石呈自形柱狀，大小約110～150μm，長寬比為1:1.2～1:1.5(圖3f)，樣品共進(jìn)行了25個點的有效測試分析，其中23個鋯石的206Pb/238U年齡都落在諧和曲線上，加權(quán)平均年齡為245.4±1.4Ma(MSWD=0.26)(圖4f)，代表了紅土砬子輝長巖的巖漿侵位結(jié)晶時間(中三疊世早期)。

4 地球化學(xué)特征

表2中列出了本次測試樣品的實測全巖主量元素和微量元素分析數(shù)據(jù)。然而，由于部分樣品燒失量(LOI)較高，因此我們將所有28個樣品去除燒失量后重新計算為100%后進(jìn)行討論。關(guān)家屯東變玄武巖的SiO2含量為46.45%～52.29%，Al2O3含量為18.62%～21.12%，F(xiàn)eOT含量為8.25%～9.62%，CaO含量為13.85%～15.91%，鎂值(Mg#)相對較低(20.39～41.18)；TAS圖解顯示樣品主要落在玄武巖范圍內(nèi)(圖5b)，Nb/Y-Zr/TiO2圖解顯示樣品主要分布在亞堿性玄武巖及安山巖-英安巖過渡區(qū)域(圖5a)，SiO2-K2O圖解顯示樣品主要落在拉斑系列中(圖5c)。樣品的稀土總量較低(∑REE=78.98×10-6～138.0×10-6)，LREE/HREE比值為5.59～6.89，(La/Yb)N值為4.25～5.62，顯示輕稀土右傾型[(La/Sm)N=2.04～2.29]和重稀土相對平坦分配形式[(Gd/Yb)N=1.03～1.31](圖6a)。 微量元素蛛網(wǎng)圖顯示樣品相對富集大離子親石元素Rb、K、Sr(LILEs)，并且虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Ti(HFSEs)(圖6b)。

表2 研究區(qū)中二疊世-中三疊世中-基性巖漿巖的主量元素(wt%)、微量元素(×10-6)分析結(jié)果Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) elements for the Middle Permian-Middle Triassic intermediate-mafic magmatic rocks of the study area

續(xù)表2Continued Table 2

續(xù)表2Continued Table 2

王家店北變安山巖SiO2含量為62.58%～65.92%，Al2O3含量為14.92%～15.14%。FeOT含量為6.18～6.95%，Mg#相對較低(19.90～26.86)；Na2O+K2O含量為3.76%～5.10%，表現(xiàn)為鈉堿系列(K2O/Na2O=0.20～0.43)。TAS圖解顯示樣品主要落在安山巖-英安巖范圍內(nèi)(圖5b)，Nb/Y-Zr/TiO2圖解顯示樣品主要分布在安山巖/玄武巖范圍內(nèi)(圖5a)，SiO2-K2O圖解顯示樣品主要落在拉斑-鈣堿性系列中(圖5c)。樣品的稀土總量較低(∑REE=87.13×10-6～104.2×10-6)，LREE/HREE比值為3.41～4.04，顯示輕重稀土輕微右傾型分配形式[(La/Yb)N=2.41～3.01]。樣品顯示負(fù)Eu異常特征(Eu/Eu*=0.74～0.91)(圖6a)，微量元素蛛網(wǎng)圖顯示樣品相對富集大離子親石元素Rb、K、Sr(LILEs)，虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Ti(HFSEs)(圖6b)。

老陵山變玄武安山巖的SiO2含量為55.62%～60.53%，Al2O3含量為14.09%～16.15%。FeOT含量為7.49%～8.12%，MgO含量為5.17%～7.13%，Mg#相對較高(52.37～59.61)；TAS圖解顯示樣品主要落在玄武安山巖-安山巖過渡范圍內(nèi)(圖5b)，Nb/Y-Zr/TiO2圖解顯示樣品主要分布在安山巖區(qū)域內(nèi)(圖5a)，SiO2-K2O圖解顯示樣品主要落在拉斑系列中(圖5c)。樣品的稀土總量較低(∑REE=83.02×10-6～108.7×10-6)，LREE/HREE比值為4.66～5.47，(La/Yb)N值為3.61～4.84，顯示輕稀土右傾型[(La/Sm)N=2.10～2.32]和重稀土相對平坦分配形式[(Gd/Yb)N=1.03～1.18](圖6a)。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示樣品相對富集大離子親石元素Rb、K、Sr(LILEs)，并且虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta、P、Ti(HFSEs)(圖6b)。

五龍山變閃長巖SiO2含量為48.15%～52.49%，Al2O3含量為17.43%～18.24%，Na2O+K2O含量為9.03%～9.62%，里特曼指數(shù)>9，為過堿性巖石。FeOT含量為10.21%～12.02%，Mg#相對較低(20.67～23.52)；TAS圖解顯示樣品主要落在似長石二長閃長巖范圍內(nèi)(圖5b)，Nb/Y-Zr/TiO2圖解顯示樣品主要分布在亞堿性玄武巖范圍內(nèi)(圖5a)，SiO2-K2O圖解顯示樣品主要落在鉀玄巖系列中(圖5c)。樣品的稀土總量較高(∑REE=194.3×10-6～209.0×10-6)，LREE/HREE比值為6.10～7.36，(La/Yb)N值為4.84～7.13，顯示輕稀土右傾型[(La/Sm)N=2.75～3.07]和重稀土相對平坦分配形式[(Gd/Yb)N=1.19～1.32]。Eu正異常較明顯(Eu/Eu*=1.14～1.39；圖6a)，表明源區(qū)無斜長石殘留。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示樣品相對富集大離子親石元素Ba、Rb、K、Sr(LILEs)，并虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Zr、Hf(HFSEs)(圖6)。

五龍山正長巖的SiO2含量為63.91%～69.81%，Na2O+K2O含量為11.54%～16.24%，表現(xiàn)為富鉀系列(K2O/Na2O=1.87～3.14)，TAS圖解顯示樣品主要落在正長巖范圍內(nèi)(圖5b)。Al2O3含量為13.96%～17.35%，為過堿質(zhì)巖石。樣品的稀土總量極低(∑REE=15.13×10-6～78.58×10-6)，LREE/HREE比值為10.3～23.6，(La/Yb)N值為10.6～38.4，顯示輕稀土右傾型[(La/Sm)N=4.32～9.57]和重稀土輕微右傾型分配形式[(Gd/Yb)N=1.12～1.47]。樣品顯示強(qiáng)烈的正Eu異常特征(Eu/Eu*=2.53～12.2；圖6a)，表示源區(qū)幾乎無斜長石殘留。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示樣品相對富集Ba、Rb、K(LILEs)，并且虧損Th、Nb、P(HFSEs)(圖6b)。

紅土砬子輝長巖SiO2含量為38.28%～47.50%，Al2O3含量為17.52%～19.86%，Na2O+K2O含量為7.65%～10.01%。FeOT含量為11.00%～14.44%，Mg#相對較低(28.43～36.89)；TAS圖解顯示樣品主要落在似長石輝長巖范圍內(nèi)(圖5b)，Nb/Y-Zr/TiO2圖解顯示樣品主要分布在亞堿性-堿性玄武巖過渡范圍內(nèi)(圖5a)，SiO2-K2O圖解顯示樣品主要落在鉀玄巖系列中(圖5c)。樣品的稀土總量較高(∑REE=171.9×10-6～197.6×10-6)，LREE/HREE比值為9.54～10.5，(La/Yb)N值為9.4～11.4，顯示輕稀土右傾型[(La/Sm)N=3.76～4.00]和重稀土相對平坦分配形式[(Gd/Yb)N=1.59～1.82](圖6a)。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示樣品相對富集大離子親石元素Ba、Rb、K(LILEs)，并虧損高場強(qiáng)元素Nb、Ta、Zr、Hf(HFSEs)(圖6b)。

5 Hf同位素特征

本文對測得鋯石年齡的PM202-7-TW1、PM109-4-TW1、BGXWY-TW1、PM303-8-TW2、PM303-8-TW1和PM302-18-TW1進(jìn)行了Lu-Hf同位素分析(表3)，所有分析結(jié)果得出fLu/Hf值在-0.99～-0.91之間，明顯小于鐵鎂質(zhì)地殼fLu/Hf值(-0.34，Amelinetal., 2000)和硅鋁質(zhì)地殼fLu/Hf值(-0.72，Vervoortetal., 1996)，故二階段模式年齡更能反應(yīng)其源區(qū)物質(zhì)從虧損地幔被抽取的時間或其源區(qū)物質(zhì)在地殼的平均存留年齡(劉春花等, 2014)。

表3 研究區(qū)中二疊世-中三疊世中-基性巖漿巖的鋯石原位Hf同位素分析結(jié)果Table 3 Zircon in-situ Hf isotope data for the Middle Permian-Middle Triassic intermediate-mafic magmatic rocks of the study area

續(xù)表3Continued Table 3

樣品PM202-7-TW1(關(guān)家屯變玄武巖)的10顆鋯石初始176Hf/177Hf比值為0.282841～0.282931，εHf(t)值為+8.25～+11.41(圖7a, b)，Hf同位素單階段模式年齡(tDM1)和二階段模式年齡(tDM2)分別變化于452.2～577.4Ma和557.7～760.7Ma之間。樣品PM109-4-TW1(王家店變安山巖)的10顆鋯石初始176Hf/177Hf比值為0.282738～0.282960，εHf(t)值為+4.60～+12.43(圖7a, b)，Hf同位素單階段模式年齡(tDM1)和二階段模式年齡(tDM2)分別變化于409.2～726.9Ma和491.9～991.7Ma之間。樣品BGXWY-TW1(老陵山變玄武安山巖)的10顆鋯石初始176Hf/177Hf比值為0.282817～0.283020，εHf(t)值為+7.12～+14.36(圖7a, b)， Hf同位素單階段模式年齡(tDM1)和二階段模式年齡(tDM2)分別變化于322.2～608.9Ma和362.1～822.1Ma之間。樣品PM303-8-TW2(五龍山變閃長巖)的10顆鋯石初始176Hf/177Hf比值為0.282738～0.282789，εHf(t)值為+4.33～+6.03(圖7a, b)，Hf同位素單階段模式年齡(tDM1)和二階段模式年齡(tDM2)分別變化于659.5～735.6Ma和888.1～999.4Ma之間。樣品PM303-8-TW1(五龍山正長巖)的10顆鋯石初始176Hf/177Hf比值為0.282746～0.282824，εHf(t)值為+4.48～+7.30(圖7a, b)，Hf同位素單階段模式年齡(tDM1)和二階段模式年齡(tDM2)分別變化于607.8～714.3Ma和808.1～985.3Ma之間。樣品PM302-18-TW1(紅土砬子輝長巖)的10顆鋯石初始176Hf/177Hf比值為0.282733～0.282803，εHf(t)值為+4.03～+6.54(圖7a, b)，Hf同位素單階段模式年齡(tDM1)和二階段模式年齡(tDM2)分別變化于632.5～725.9Ma和855.5～1015.0Ma之間。

6 討論

6.1 巖石成因類型

研究區(qū)中-基性巖漿巖構(gòu)造置換較弱，主體保留了原生結(jié)構(gòu)構(gòu)造，根據(jù)新生變質(zhì)礦物組合認(rèn)為其主要經(jīng)歷了低綠片巖相變質(zhì)作用，并受到了區(qū)域變質(zhì)作用的一定影響，變質(zhì)過程會改變一些活性元素的豐度，例如Sr、Cs、Rb、Ba、K等；而稀土元素和高場強(qiáng)元素(HFSE，如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等)在變質(zhì)過程中，因活性較弱，不受后期熱液蝕變改造作用影響，因此討論部分會更多地依靠這些不活潑元素及其比值來理解巖石成因。

6.1.1 中-基性火山巖成因

研究區(qū)中-基性火山巖主要由遼北地區(qū)中二疊世關(guān)家屯東變玄武巖(265.5±1.7Ma)、王家店北變安山巖(260.6±2.7Ma)及早三疊世早期老陵山變玄武安山巖(251.5±2.1Ma)組成。中-基性火山巖的TiO2平均含量為0.99%，與洋中脊玄武巖(1%～1.5%)的含量接近(Sunetal., 1979)，高于島弧玄武巖的平均含量(平均為0.8%)(張旗等, 1999)；關(guān)家屯變玄武巖及王家店變安山巖的P2O5含量平均為0.26%，比洋中脊玄武巖(0.14%)稍高，而老陵山變玄武安山巖P2O5含量平均為0.16%，與洋中脊玄武巖含量相近(Sunetal., 1979; 郭通珍等, 1999)。中-基性火山巖的Nb/U平均比值為5.80，Ta/U平均比值為1.09，顯示島弧型玄武巖性質(zhì)(IAB)；其具有較高的Ba/Nb(平均值為25.4)和Ba/Ta(平均值為405)比值，暗示俯沖板塊改造的巖漿在其成巖過程中起主導(dǎo)作用(Fittonetal., 1988)。根據(jù)原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖和球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線圖所示(圖6a, b)，中-基性火山巖樣品表現(xiàn)為輕稀土元素(LREE)和大離子親石元素(LILE)的富集和高場強(qiáng)元素(HFSE)的輕微虧損，表明其原始巖漿不同程度地受到了來自俯沖流體交代巖石圈地幔的影響(曹花花, 2013)，顯示巖漿弧特征(Wuetal., 2006)。在2Nb-Zr/4-Y判別圖解中(圖8a)，關(guān)家屯東變玄武巖及王家店北變安山巖樣品主要落入N型洋中脊玄武巖區(qū)域，老陵山變玄武安山巖均落入火山弧型玄武巖區(qū)域。老陵山變玄武安山巖富Mg#(52.37～59.61)、Cr(平均值為193.8×10-6)、Ni(平均值為64.73×10-6)，具有高鎂安山巖的地球化學(xué)特征。其MgO(5.17%～7.03%)含量與洋中脊型玄武巖含量相近(6.56%, Sunetal., 1979)；其TiO2含量(0.96%～1.19%)與玻安巖相比(<0.5%)較高；與巴哈巖相比，其Sr(409.1×10-6～512.6×10-6<1000×10-6)、Ba(182.3×10-6～265.0×10-6<1000×10-6)含量較低；與埃達(dá)克型高鎂安山巖相比，其SiO2、Sr含量明顯偏低，而HREE(Y為21.42×10-6～24.89×10-6；Yb為2.27×10-6～2.73×10-6)明顯偏高，因而不屬于埃達(dá)克型高鎂安山巖。老陵山變玄武安山巖除具有較高的Mg#、Cr、Ni外，還具有LILE、LREE富集和HREE含量低的特點，與贊岐巖的地球化學(xué)特征相對一致。在Sr/Y-Y辨別圖解中，樣品均落入贊岐巖區(qū)域內(nèi)(圖8b)。中-基性火山巖樣品皆具有相對高的Zr/Y(平均值為6.03)比值和低的Ta/Yb(平均值為0.11)比值，顯示出大洋島弧玄武巖的親緣性。在La/Yb-Th和Th/Yb-Nb/Yb判別圖解中(圖8c, d)，中-基性火山巖樣品主要投在了演化大洋弧或大洋島弧區(qū)域內(nèi)。

6.1.2 中-基性侵入巖成因

研究區(qū)中-基性侵入巖主要由早三疊世早期五龍山變閃長巖(251.4±1.4Ma)、早三疊世晚期正長巖(247±1.3Ma)及中三疊世早期紅土砬子輝長巖(245.4±1.4Ma)組成。其中五龍山變閃長巖及正長巖野外呈條帶狀相伴產(chǎn)出(圖2d, e)，局部接觸關(guān)系顯示漸變過渡關(guān)系。野外觀察認(rèn)為五龍山正長巖是變閃長巖部分熔融的產(chǎn)物，前者還處于花崗質(zhì)巖漿形成的雛形階段，從本質(zhì)上說還處于初始部分熔融形成的熔體階段，還沒有達(dá)到穩(wěn)定的巖漿階段，因而宏觀上變閃長巖的巖石量要大于正長巖。中-基性侵入巖皆具有較高的Na2O+K2O(閃長巖平均值為9.38%，正長巖平均值為13.55%，輝長巖平均值為8.91%)含量。其中五龍山變閃長巖及紅土砬子輝長巖MgO、Cr含量較低，暗示原始巖漿過程中發(fā)生了尖晶石、輝石和石榴石等礦物相的分離結(jié)晶。二者皆屬于鉀玄質(zhì)巖石，具有較高的Al2O3(閃長巖平均值為17.88%，輝長巖平均值為18.86%)含量，其P2O5含量在0.31～0.51之間，與活動大陸邊緣(P2O5<0.4%，Al2O3>17%)和板內(nèi)玄武質(zhì)巖石(P2O5>0.3%)含量接近(Wilson, 1989)；二者具有較高的Ba/Nb(平均值為58.7)和非常高的Ba/Ta(平均值為1234)比值，暗示俯沖板塊改造的巖漿在其成巖過程中起主導(dǎo)作用(Fittonetal., 1988)；其Nb/U平均比值為8.4，Ta/U平均比值為0.41，顯示島弧型玄武巖性質(zhì)(IAB)。在2Nb-Zr/4-Y判別圖解中(圖8a)，五龍山變閃長巖及紅土砬子輝長巖主要落入P型洋中脊型玄武巖區(qū)域及其周圍，說明二者成因受地幔柱活動控制；在Th/Zr-Nb/Zr和Th/Hf-Ta/Hf辨別圖解中(圖8e, f)，五龍山變閃長巖均落入初始大陸裂谷型玄武巖區(qū)域，紅土砬子輝長巖主要落入陸內(nèi)裂谷堿性玄武巖區(qū)域內(nèi)，說明二者主要形成于陸內(nèi)伸展環(huán)境。

五龍山正長巖屬于準(zhǔn)鋁質(zhì)鉀質(zhì)巖石(K2O/Na2O=1.87～3.14)，其分異指數(shù)(DI)偏高(平均值為90.43)。其實際礦物中未出現(xiàn)原生白云母等富鋁礦物，明顯不同于富鋁的S型花崗巖(邱檢生等, 2008)；礦物中未發(fā)現(xiàn)鈉閃石-鈉鐵閃石、霓石-霓輝石、鐵橄欖石等標(biāo)志性礦物，且無明顯負(fù)Eu異常，與典型的A型花崗巖不符(Chappell, 1999)，正長巖鋁飽和指數(shù)A/CNK皆小于1.1，且具有相對高SiO2、富堿以及富Ba、Rb、K，與I型花崗巖的特征一致(王珍珍等, 2017)。在(Na2O+K2O)/CaO-10000Ga/Al圖解中，其樣品分布在A型及I&S型花崗巖的過渡區(qū)域(圖9a)。五龍山正長巖具有高Sr/Y比值(平均值為112>20)及低Sr(平均值為183.9×10-6<300.0×10-6)、低Yb(平均值為0.46×10-6<1.9×10-6)含量，表明其源區(qū)可能為含石榴石和斜長石的高壓麻粒巖相，對應(yīng)地殼厚度可能不及埃達(dá)克型(李承東等, 2004)，類似于喜馬拉雅型淡色花崗巖，形成壓力主要在中壓-高壓過渡(在0.8～1.5GPa之間)，形成的地殼厚度約40～50km(張旗等, 2021)。在Sr/Y-Y及(La/Yb)N-YbN圖解中(圖9b, c)，正長巖樣品皆分布在埃達(dá)克巖區(qū)域內(nèi)；在MgO-SiO2圖解中(圖9d)，其主要分布在加厚下地殼部分熔融的埃達(dá)克巖區(qū)域內(nèi)，進(jìn)一步說明了正長巖形成于加厚地殼的高壓環(huán)境。五龍山變閃長巖、正長巖及紅土砬子輝長巖表現(xiàn)為輕稀土元素(LREE)和大離子親石元素(LILE)的富集和高場強(qiáng)元素(HFSE)的輕微虧損，表明它們原始巖漿不同程度地受到了來自俯沖流體交代巖石圈地幔的影響(曹花花, 2013)，顯示巖漿弧特征(Wuetal., 2006)。在Th/Yb-Nb/Yb判別圖解中(圖8d)，五龍山變閃長巖及紅土砬子輝長巖樣品主要分布在大陸島弧區(qū)域內(nèi)。在Rb-Y+Nb構(gòu)造判別圖解中，五龍山正長巖樣品分布在火山弧及同碰撞花崗巖過渡區(qū)域(圖9e)。

6.2 巖漿源區(qū)性質(zhì)

6.2.1 中-基性火山巖源區(qū)性質(zhì)

關(guān)家屯變玄武巖及王家店變安山巖具有貧SiO2、MgO、Ni及富FeOT的地球化學(xué)特征，這表明它們既不是原始巖漿熔融也不是地殼衍生的熔體，可能在侵位過程中經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶作用(圖8g; Patio Douce and Beard, 1995; Patio Douce, 1997)。老陵山變玄武安山巖具有富SiO2、MgO、Cr、Ni以及Mg#的地球化學(xué)特征，顯示地幔楔橄欖巖源區(qū)特征。不相容元素因其具有相似的分配系數(shù)不受分離結(jié)晶作用影響，且在地幔物質(zhì)部分熔融過程中只有微小變化，因此用來指示源區(qū)特征(Taylor and McClennan, 1985)。中-基性火山巖的Lu/Yb平均比值為0.14～0.15，與幔源巖漿平均值較為接近(0.14～0.15, Workman and Hart, 2005)，顯示幔源巖漿性質(zhì)；它們的Rb/Sr平均比值為0.01～0.05，低于殼源巖漿最低值(>0.5, Sun and McDonough, 1989)；其Nb/Ta平均比值為17.0，與地幔平均值17.5相對接近，大于地殼平均值(11, Taylor and McClennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)，亦說明它們具有幔源巖漿性質(zhì)。中-基性火山巖樣品具有較高的La/Ta(28.8～109>22)、La/Nb(2.21～5.38>1.7)比值，王家店變安山巖及老陵山變玄武安山巖具有較低的Zr/Ba(0.28～1.64)、La/Ba(0.07～0.32)比值，說明其起源于俯沖作用改造的巖石圈地幔(Menziesetal., 1991; Saundersetal., 1991; Coish and Sinton, 1992; Thompson and Morrison, 1988; Yilmaz and Polat, 1998)。中-基性火山巖具有較高的Ba/Th(42.7～75.1)和Ba/La(11.5～15.0)比值和較低的La/Sm(3.34～3.69)和Th/Yb(1.07～1.80)比值，說明提供其物源的幔源巖漿主要受板片脫水作用的影響(Gen? and Tüysüz, 2010)；它們的Rb/Sr比值在0.01～0.07之間，平均值為0.03，顯示出明顯的幔源巖漿特征(幔源巖漿Rb/Sr比值通常小于0.05，幔殼混合源介于0.05～0.5之間，殼源巖漿大于0.5; Taylor and McCLennan, 1985)。中-基性火山巖樣品30個測點的εHf(t)值均為正值(+4.60～+14.36)，同樣顯示了其幔源巖漿的屬性。在圖8h中，中-基性火山巖樣品主要分布于尖晶石+石榴子石二輝橄欖巖相區(qū)域(更靠近石榴子石二輝橄欖巖相)，部分熔融程度大概在5%～20%，說明基性巖漿來自石榴子石二輝橄欖巖相，巖漿源區(qū)深度可能在60～80km之間(Ellam, 1992)。其單階段模式年齡(tDM1)為322～727Ma，顯示其源巖形成于新元古代-晚石炭世早期。以上這些特征均表明中-晚二疊世中-基性火山巖源巖主要是洋內(nèi)俯沖帶之上流體交代的新元古代-晚石炭世虧損幔源巖漿底侵并發(fā)生結(jié)晶分離作用產(chǎn)生的，形成于洋內(nèi)島弧環(huán)境。

6.2.2 中-基性侵入巖源區(qū)性質(zhì)

五龍山變閃長巖及紅土砬子輝長巖貧SiO2、MgO、Cr、Ni及富FeOT、CaO的地球化學(xué)特征，說明其玄武質(zhì)源巖并非代表原始地幔熔體，也不是殼源物質(zhì)的衍生熔體(Patio Douce and Beard, 1995; Patio Douce, 1997)，可能在侵位過程中經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶作用(圖8g)。二者的Lu/Yb平均比值為0.14～0.16，與幔源巖漿平均值較為接近(0.14～0.15, Workman and Hart, 2005)，顯示幔源巖漿性質(zhì)；其Nb/Ta平均比值為21.2，與地幔平均值17.5相對接近，大于地殼平均值(11, Taylor and McClennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)，亦說明它們具有幔源巖漿性質(zhì)。五龍山變閃長巖及紅土砬子輝長巖具有較高的La/Ta(38.5～64.7>22)、La/Nb(1.79～3.09>1.7)比值及較低的Zr/Ba(0.02～0.07)、La/Ba(0.03～0.08)比值，說明其起源于俯沖作用改造的大陸巖石圈地幔(Menziesetal., 1991; Saundersetal., 1991; Coish and Sinton, 1992; Thompson and Morrison, 1988; Yilmaz and Polat, 1998)。五龍山變閃長巖相比紅土砬子輝長巖，具有較高的Ba/Th(80.4～163.5)和Ba/La(25.0～37.6)比值和較低的Th/Yb(2.06～2.89)比值，說明提供五龍山變閃長巖物源的幔源巖漿主要受板片脫水作用的影響(Gen? and Tüysüz, 2010)。通常認(rèn)為高La/Sm值(>4.5)表明地殼物質(zhì)的混染較強(qiáng)，La/Sm<2則極少受到地殼物質(zhì)混染(Lassiter and DePaolo, 1997)，五龍山變閃長巖及紅土砬子輝長巖La/Sm為4.37～6.37(平均值為5.4)，指示其遭受了一定程度的地殼混染作用；二者的Rb/Sr比值在0.13～0.23之間，顯示出明顯的殼幔混合源特征(幔殼混合源介于0.05～0.5之間; Taylor and McCLennan, 1985)。五龍山正長巖與變閃長巖共生，處于初始部分熔融形成的熔體階段，在La/Sm-La圖解中，正長巖樣品顯示為部分熔融作用產(chǎn)生的(圖8g)。正長巖的Lu/Yb平均比值為0.14～0.17，與幔源巖漿平均值較為接近(0.14～0.15, Workman and Hart, 2005)，顯示幔源巖漿性質(zhì)；其Nb/Ta平均比值為7.76，與地殼平均值11比較接近(Taylor and McClennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)，其Zr/Hf平均比值為29.5，皆低于幔源巖漿的Zr/Hf比值39，與殼源巖漿的Zr/Hf比值(33，McDonough and Sun, 1995)相對接近，說明其具有殼源巖漿屬性。其Rb/Sr平均比值為0.41，顯示出明顯的殼?；旌显刺卣?Taylor and McCLennan, 1985)。在Rb/Ba-Rb/Rr辨別圖解中(圖9f)，正長巖樣品主要歸入貧粘土源區(qū)內(nèi)，分布在雜砂巖及玄武巖過渡區(qū)域，進(jìn)一步暗示其殼?；旌显磪^(qū)性質(zhì)特征。

中-基性深成侵入巖30個測點的εHf(t)值均為正值(+4.03～+7.30)，同樣顯示了它們源巖具有幔源巖漿屬性。在圖8h中，五龍山變閃長巖及紅土砬子輝長巖樣品數(shù)據(jù)大部分分布于尖晶石+石榴子石二輝橄欖巖相區(qū)域，部分熔融程度大概在1%～5%，說明基性巖漿來自尖晶石+石榴子石二輝橄欖巖相，巖漿源區(qū)深度在30～60km之間(Ellam, 1992)。中-基性侵入巖虧損地幔單階段模式年齡(tDM1)為608～736Ma，說明其源巖形成于新元古代。綜上認(rèn)為，五龍山變閃長巖原始巖漿應(yīng)起源于受俯沖板片流體交代的富集地幔楔物質(zhì)發(fā)生部分熔融形成的玄武質(zhì)巖漿，而后在上升過程中經(jīng)結(jié)晶分異-地殼同化混染作用而形成的，綜合認(rèn)為其主要處于一個因俯沖作用導(dǎo)致的初始裂谷環(huán)境；而五龍山正長巖略晚于五龍山變閃長巖的形成時限，結(jié)合其地球化學(xué)特征，認(rèn)為五龍山正長巖巖漿應(yīng)起源于高壓條件下加厚新元古代麻粒巖相下地殼的部分熔融，五龍山變閃長巖巖漿為其形成提供了物源及熱源，其主要應(yīng)形成于裂谷伸展期向碰撞回返期的過渡環(huán)境；紅土砬子輝長巖略晚于代表裂谷回返碰撞期的五龍山正長巖的形成時限，結(jié)合其地球化學(xué)特征，認(rèn)為紅土砬子輝長巖巖漿是幔源巖漿底侵后經(jīng)結(jié)晶分異-地殼同化混染作用形成的，主要形成于碰撞后伸展期。

6.3 構(gòu)造意義

遼寧北部地區(qū)屬于中亞造山帶東段，大地構(gòu)造上位于華北板塊北緣東段(圖1a, b、圖10b)，是探索地球動力學(xué)研究的理想地區(qū)。由于古生代-中生代期間遭受了古亞洲洋構(gòu)造域和濱太平洋構(gòu)造域的疊加破壞改造，導(dǎo)致該區(qū)尚有一些焦點問題存在爭議。其中一個關(guān)鍵性爭議既是該區(qū)晚古生代期間的大地構(gòu)造環(huán)境歸屬問題，是代表古老基底的一部分？還是弧后有限洋盆、大陸邊緣島弧或者是寬闊古大洋盆地？其與索倫-西拉木倫-長春-延吉縫合帶的空間耦合關(guān)系如何？這一問題嚴(yán)重制約著華北板塊北緣東段古生代-早中生代構(gòu)造演化過程的研究。

Chuetal. (2013)根據(jù)內(nèi)蒙溫都爾廟-圖林凱地區(qū)發(fā)現(xiàn)的中二疊世-中三疊世變質(zhì)玄武巖具有E-MORB和洋島型玄武巖(OIB)雙重地球化學(xué)特征(圖10)，結(jié)合玄武巖樣品中含有華北板塊基底親緣性的太古代-早元古代繼承鋯石(2599～1639Ma)，綜合認(rèn)為其形成于陸內(nèi)洋盆環(huán)境；Songetal. (2015)在半拉山-杏樹蛙地區(qū)識別出的異剝鈣榴巖(280Ma)具有IAB型玄武巖的地球化學(xué)特征(圖10)，同樣具有老基底親緣性的繼承鋯石(2501～1931Ma)，因此認(rèn)為其形成于弧后伸展環(huán)境；Guanetal. (2019)通過對開原地區(qū)晚古生代構(gòu)造雜巖的綜合地質(zhì)調(diào)查研究(圖10)，結(jié)合該區(qū)淺表海相沉積物(照北山巖組)的存在，認(rèn)為開原地區(qū)晚古生代期間存在一個弧后有限洋盆；Shietal. (2019c)在研究區(qū)西部哈戶碩及何屯地區(qū)發(fā)現(xiàn)有早二疊世A型花崗巖(283～276Ma)，認(rèn)為其形成于弧后盆地環(huán)境(圖1c)；作者前期在研究區(qū)東小陵及胡家屯地區(qū)皆發(fā)現(xiàn)有中-晚二疊世A型花崗巖(264.6～257.7Ma)，認(rèn)為其形成于弧后盆地靠近陸緣弧一側(cè)構(gòu)造環(huán)境(圖1c；時溢等，2020)。Shietal. (2022)根據(jù)在遼寧北部瓦房地區(qū)發(fā)現(xiàn)的晚古生代-早中生代蛇綠混雜巖的年代學(xué)及地球化學(xué)特征(圖10)，綜合區(qū)域地質(zhì)事件，認(rèn)為在華北板塊北緣發(fā)育一個弧后有限洋盆，其屬于古亞洲洋南側(cè)的分支洋盆，該洋盆自西向東經(jīng)內(nèi)蒙溫都爾廟-半拉山-庫倫旗北、遼寧法庫-開原，向北錯至吉林頭道溝-古洞河一帶(Miaoetal., 2007; Chuetal., 2013; Guanetal., 2019; 付俊彧等, 2018)。與此同時，分布在索倫-西拉木倫縫合帶南界的林西斷裂兩側(cè)二疊紀(jì)植物群的不同也能佐證以上觀點。Shietal. (2022)認(rèn)為分布在林西斷裂北部的安哥拉植物群以生活在冷水區(qū)為主，應(yīng)分布在古亞洲洋主洋盆內(nèi)；而其南部的華夏系植物群應(yīng)主要分布在弧后有限洋盆內(nèi)(Xiaoetal., 2003; Li, 2006; Liuetal., 2017; 劉永江等, 2019; Zhangetal., 2019; 張渝金等, 2019; Shietal., 2022)。

研究區(qū)中-晚二疊世中-基性火山巖具有富集LREE、LILE及輕微虧損HFSE(Nb、Ta、Ti等)的地球化學(xué)特征，與富集洋中脊型玄武巖(E-MORB)特征相符，表明其源巖受板片俯沖作用影響(Pearce, 1983; Wilson, 1989; Elliott, 2003; Weietal., 2017)；老陵山變玄武安山巖與贊岐巖地球化學(xué)特征相似，該類巖石主要形成于與俯沖相關(guān)的弧前或弧后盆地環(huán)境。變玄武安山巖具有較高的Ti(5512×10-6～6900×10-6)、Zr(132.6×10-6～192.7×10-6)含量，皆高于典型弧前盆地巖石的Ti(<2000×10-6)、Zr(<70×10-6)含量，暗示其可能形成于弧后盆地環(huán)境。在V-Ti/1000辨別圖解中(圖8i)，中-基性火山巖樣品皆分布在弧后盆地型玄武巖(BABB)區(qū)域內(nèi)或周圍，進(jìn)一步證實了遼北地區(qū)弧后洋盆的存在。此外，根據(jù)瓦房蛇綠混雜巖中高鎂安山巖(369Ma, Shietal., 2022)以及崇禮-赤城斷裂帶南側(cè)東坪石英二長巖-角閃正長巖(390～383Ma, 王惠初等, 2012)的年齡學(xué)及地球化學(xué)特征，作者認(rèn)為該弧后有限洋盆的初始裂解形態(tài)應(yīng)始于中-晚泥盆世時期(圖11a; Xieetal., 2012; Songetal., 2015, 2018; Maetal., 2020)。Shietal. (2022)根據(jù)瓦房地區(qū)N-MORB型輝長巖(350Ma)的綜合研究，結(jié)合區(qū)域地質(zhì)事件，認(rèn)為該洋盆在早石炭世期間已具有一定規(guī)模(圖11b; 馬永非等, 2018)。據(jù)上文所知，中-晚二疊世中-基性火山巖具有大洋島弧型玄武巖的地球化學(xué)特征，這與研究區(qū)八岔溝地區(qū)早二疊世黑云母安山巖(287±2Ma, 薛吉祥等, 未發(fā)表)及法庫西部地區(qū)早-中二疊世變質(zhì)安山巖(275～267Ma, Jingetal., 2020)地球化學(xué)特征相似，結(jié)合王惠初等(2012)在華北板塊北緣內(nèi)部冀北一帶發(fā)現(xiàn)有晚石炭世(～310Ma)具有俯沖屬性的閃長巖-石英閃長巖-花崗閃長巖-二長花崗巖組合，綜合認(rèn)為華北板塊北緣在晚石炭世-二疊紀(jì)期間存在弧后洋盆內(nèi)部的俯沖作用，該俯沖作用代表著古亞洲洋南側(cè)分支洋盆反向俯沖消減的開始(圖11c)。直至晚二疊世晚期，該洋盆內(nèi)俯沖作用還在持續(xù)。

五龍山變閃長巖主要產(chǎn)于中基性火山巖的南部(圖1c)，其形成于早三疊世早期(251.4±1.4Ma)因俯沖作用導(dǎo)致的初始裂谷環(huán)境，該裂谷的形成可能是因為弧后有限洋盆內(nèi)洋板片陡立向陸緣方向俯沖導(dǎo)致軟流圈粘性拖拽作用，誘發(fā)洋內(nèi)島弧后方的地幔楔發(fā)生補(bǔ)充性對流循環(huán)，引起陸緣(華北板塊北緣)發(fā)生撕裂作用進(jìn)而裂谷化(圖11c)。此外，作者認(rèn)為開原地區(qū)高鎂安山巖(250Ma, Yuanetal., 2016)及和龍地區(qū)智新輝長巖(251Ma, 張超, 2014)的形成機(jī)制可能與五龍山閃長巖成因相似，代表著弧后洋盆內(nèi)因俯沖作用導(dǎo)致的大陸板塊邊緣破壞引起的伸展作用。五龍山正長巖(247±1.3Ma)具有高Sr/Y比值及低Sr、低Yb的特征，類似于喜馬拉雅型花崗巖，形成于加厚地殼的高壓環(huán)境(張旗等, 2021)。結(jié)合區(qū)域地質(zhì)事件認(rèn)為，在早三疊世-中三疊世早期，隨著弧后有限洋殼俯沖作用的結(jié)束和俯沖前緣應(yīng)力的積累導(dǎo)致應(yīng)力場的轉(zhuǎn)換，裂谷繼而由伸展機(jī)制進(jìn)入伸展向碰撞造山過渡機(jī)制，過渡期的應(yīng)力調(diào)整導(dǎo)致地殼加厚進(jìn)而促使五龍山正長巖的形成(圖11d)。此外，作者前期在研究區(qū)北部柏家溝地區(qū)識別出的早三疊世晚期同碰撞型花崗巖(248Ma, 時溢等, 2020)以及Shietal. (2022)在柏家溝南部發(fā)現(xiàn)的一套磚紅色類磨拉石建造進(jìn)一步說明研究區(qū)在早三疊世-中三疊世早期之后進(jìn)入造山抬升期(圖1c、圖11d)。自此該區(qū)弧后有限洋盆及其南部的夭折型裂谷皆進(jìn)入消亡期(圖11d)。而區(qū)域上(孟山、百里坪、建平鎮(zhèn)、大玉山等)大量存在的同碰撞花崗巖表明在早-中三疊世(250～245Ma)期間，華北板塊北緣東段已與北部地塊碰撞閉合(孫德有等, 2004; Zhangetal., 2005; 辛玉蓮, 2011; 曹花花, 2013; Yangetal., 2017, 2019, 2021)，這也間接說明了古亞洲洋東段主洋盆及其南側(cè)弧后分支洋盆的閉合時間基本一致。至中三疊世晚期，研究區(qū)經(jīng)過短暫的弧-陸碰撞造山作用后步入后造山伸展階段，在該期伸展作用下引發(fā)了具有俯沖組分特征的富集型巖石圈地幔部分熔融上涌形成基性巖漿，基性巖漿侵位過程中發(fā)生結(jié)晶分異和同化混染作用形成紅土砬子輝長巖(245.4±1.4Ma)。同時，在研究區(qū)雷其堡一帶發(fā)現(xiàn)的中三疊世A型花崗巖(圖1c; Shietal., 2019c)、圖們地區(qū)玄武巖的噴發(fā)(曹花花等, 2012)、勇新地區(qū)中三疊世A型花崗巖的侵位(張超, 2014)皆說明這期造山后伸展作用的存在，其可能與洋盆閉合后洋板片拆沉作用導(dǎo)致的引張作用有關(guān)。與此同時，索倫-西拉木倫-長春-延吉縫合帶兩側(cè)廣泛分布的晚三疊世早-中期A型花崗巖、玄武安山巖和A型流紋巖代表著華北板塊北緣已經(jīng)由碰撞造山轉(zhuǎn)換成造山后伸展減薄的構(gòu)造環(huán)境(Xuetal., 2009; 曹花花, 2013; Wilde, 2015; Chenetal., 2018, 2019)。

7 結(jié)論

(1)通過鋯石U-Pb定年研究，表明關(guān)家屯東變玄武巖形成于中二疊世早期(265.5±1.7Ma)；王家店北變安山巖形成于中二疊世晚期(260.6±2.7Ma)；老陵山變玄武安山巖及五龍山變閃長巖形成于晚二疊世-早三疊世早期(251.5±2.1Ma～251.4±1.4Ma)；五龍山正長巖及紅土砬子輝長巖形成于早三疊世晚期-中三疊世早期(247±1.3Ma～245.4±1.4Ma)。

(2)中-晚二疊世中-基性火山巖具有高Zr/Y及低Ta/Yb比值，顯示出大洋島弧玄武巖的親緣性，其Zr、Ti含量較高，可能形成于弧后盆地環(huán)境；五龍山變閃長巖富堿、Al2O3，貧Mg、Cr，形成于大陸裂谷環(huán)境；五龍山正長巖具有高Sr/Y比值及低Sr、低Yb的特征，形成于裂谷伸展期向碰撞回返期過渡的中-高壓環(huán)境；紅土砬子輝長巖具有相對低的Ba/Nb和Ba/Ta比值，暗示其成巖過程中并未遭受俯沖板塊的改造作用，可能形成于造山后伸展環(huán)境。

(3)遼北地區(qū)在晚古生代期間處在弧后有限洋盆環(huán)境，該洋盆屬于古亞洲洋南側(cè)的分支洋盆，其初始裂解形態(tài)應(yīng)形成于中-晚泥盆世時期；至晚石炭世-二疊紀(jì)期間，該洋盆開始洋內(nèi)俯沖消減過程，并因板片俯沖引起大陸邊緣裂谷化；早三疊世-中三疊世早期，弧后有限洋盆及其南部裂谷進(jìn)入消亡期；中三疊世晚期之后，該區(qū)經(jīng)過短暫的弧-陸碰撞造山作用后步入后造山伸展階段。綜合區(qū)域地質(zhì)事件，認(rèn)為古亞洲洋南側(cè)分支洋盆自西向東經(jīng)內(nèi)蒙溫都爾廟-半拉山，至遼寧法庫-開原地區(qū)，向北錯至吉林頭道溝-古洞河一帶。

謹(jǐn)以此文慶?！爸袊刭|(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心”成立六十周年。

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(xué)東北亞礦產(chǎn)資源評價自然資源部重點實驗室和天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所同位素實驗室的大力支持，在此表示衷心的感謝。