遼北地區(qū)早石炭世變質(zhì)火山巖年代學和地球化學特征：對華北板塊北緣東段構造演化的啟示*

張麗 張超 劉永江 李偉民 葛錦濤 馮志強 陳井勝 付俊彧

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心，沈陽 1100342. 吉林大學地球科學學院，長春 1300613. 深海圈層與地球系統(tǒng)前沿科學中心，海底科學與探測技術教育部重點實驗室，中國海洋大學海洋地球科學學院，青島 2661004. 青島海洋科學與技術國家實驗室，海洋礦產(chǎn)資源評價與探測技術功能實驗室，青島 2661005. 太原理工大學地球科學與工程系，太原 030024

中亞造山帶作為一條巨大的增生造山帶，夾持于西伯利亞板塊、塔里木板塊和華北板塊之間(Xiaoetal., 2010, 2015; Windleyetal., 2007; Lietal., 2014, 2017; Wilde, 2015; Xuetal., 2015; Liuetal., 2017b)(圖1a)，具有長達～800Myr的構造演化史(Windleyetal., 2007; Yarmolyuketal., 2012)。因其特殊的地理位置和地質(zhì)發(fā)展歷史而備受眾多學者關注。中亞造山帶東段主體位于我國東北地區(qū)，傳統(tǒng)上被稱為興蒙造山帶(任紀舜, 1991; Xiaoetal., 2004; Li, 2006; 張拴宏等, 2010)，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-布列亞地塊和最東部侏羅紀以來的陸緣增生帶，各地塊先后碰撞拼貼(葛文春等, 2005; 張興洲等, 2006; 劉永江等, 2010, 2019; 徐備等, 2014; Liuetal., 2017b)，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, 2009, 2015; Li, 2006; Jianetal., 2008, 2010; Wilde, 2015; Liuetal., 2017b)(圖1b)。

華北板塊北緣東段位于興蒙造山帶的南緣，分布于索倫-西拉木倫河-長春-延吉縫合帶和赤峰-開原斷裂之間。近年來，構造混雜巖的研究備受眾多學者關注(唐克東等, 2004, 2011; 陳躍軍等, 2006; 李承東等, 2007a, b; 唐克東和趙愛林, 2007; Wuetal., 2007; 張春艷等, 2007, 2009; Lüetal., 2011; 周建波等, 2013; 張超, 2014; Yuanetal., 2016; Liuetal., 2017a; 關慶彬, 2018)，并在華北板塊北緣東段相繼識別出“開原”、“呼蘭群”、“色洛河群”、“青龍村群”和“開山屯”等幾套構造混雜巖，這對研究古亞洲洋構造域的演化具有重要意義。

“下二臺巖群”也處于華北板塊北緣東段陸源增生帶內(nèi)，位于“開原”構造混雜巖西側，夾持于索倫-西拉木倫河-長春-延吉縫合帶、赤峰-開原斷裂、依蘭-伊通斷裂之間(圖1b)，地理位置特殊，但其形成時代和構造屬性一直存在爭議?！跋露_巖群”最初被命名為下二臺群，認為是一套具有正常層序(史密斯地層)的填圖單位，為一套片巖、大理巖為主的變質(zhì)巖系，進一步劃分為盤嶺組、黃頂子組、燒鍋屯組和王相屯組(遼寧省第一區(qū)域地質(zhì)測量隊, 1971(1)遼寧省第一區(qū)域地質(zhì)測量隊. 1971. 中華人民共和國1:200000康平-四平幅地質(zhì)圖說明書)；后來最上部的王相屯組被取消，只保留了盤嶺組、黃頂子組、燒鍋屯組(遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989)；但隨著地質(zhì)調(diào)查工作的開展，發(fā)現(xiàn)該套地層并不具有史密斯地層的特征，進而將其更名為“下二臺巖群”，劃分為盤嶺巖組、黃頂子巖組和燒鍋屯巖組(遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局第九地質(zhì)大隊, 2000(2)遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局第九地質(zhì)大隊. 2000. 中華人民共和國1:50000下二臺子、威遠堡幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告; 沈陽地質(zhì)礦產(chǎn)研究所, 2006(3)沈陽地質(zhì)礦產(chǎn)研究所. 2006. 中華人民共和國1:250000鐵嶺市幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查報告)。“下二臺巖群”形成時代最初被認為是奧陶紀-志留紀(遼寧省第一區(qū)域地質(zhì)測量隊, 1971)，后來依據(jù)下二臺群盤嶺組的大理巖中含奧陶紀始海綿化石，又提出其形成時代為奧陶紀(遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989; 遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局第九地質(zhì)大隊, 2000)，王東方(1987)也報道袁家小嶺剖面盤嶺組角閃變粒巖Rb-Sr等時線年齡值為456±36Ma，認為下二臺群時代為奧陶紀；沈陽地質(zhì)礦產(chǎn)研究所(2006)在原劃分黃頂子組中發(fā)現(xiàn)了海百合莖化石，又將“下二臺巖群”時代定為石炭紀；Wangetal. (2015)報道了盤嶺巖組變流紋巖和變玄武安山巖原巖年齡為342Ma和347Ma，為一套伸展環(huán)境下形成的雙峰式火山巖；韓作振等(2016)報道了下二臺群盤嶺組角閃變粒巖原巖年齡為349±5Ma，形成于活動大陸邊緣。鑒于上述爭論，有必要進一步開展“下二臺巖群”形成時代和構造屬性的研究。本文通過對遼北下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖巖石地球化學、鋯石U-Pb年代學的研究，探索其形成時代、巖漿成因、源區(qū)性質(zhì)和構造背景，將為華北板塊北緣東段的構造演化研究提供重要依據(jù)。

圖1 亞洲構造綱要圖(a)和中國東北構造單元劃分圖(b)(據(jù)Liu et al., 2017b)

1 地質(zhì)概況

遼北下二臺地區(qū)位于興蒙造山帶南緣、華北板塊北緣陸源增生帶內(nèi)，地處松遼盆地東南緣，其東南側為依蘭-伊通斷裂(圖1b)，受其影響構造改造強烈。區(qū)內(nèi)出露大面積中生代花崗巖和少量古生代變質(zhì)深成巖，中生代花崗巖時代為早三疊世-晚侏羅世，巖性主要為二長花崗巖、花崗閃長巖、石英閃長巖和閃長巖，古生代變質(zhì)深成巖為早二疊世于家大背雜巖，呈帶狀或捕擄體產(chǎn)出，巖性包括花崗質(zhì)糜棱巖、花崗質(zhì)片麻巖；區(qū)內(nèi)還分布大面積“下二臺巖群”，根據(jù)遼寧1:5萬昌圖等三幅區(qū)域地質(zhì)調(diào)查項目最新研究結果認為，其總體以背形樣式呈北東向展布；背形核部以早石炭世變質(zhì)火山巖為主，巖性為變流紋巖、變黑云英安巖、綠簾黑云母二長微晶片巖、黑云母石英片巖、角閃斜長片麻巖和斜長角閃片巖等；兩翼發(fā)育晚石炭世變質(zhì)碳酸鹽巖，巖性為方解石大理巖、石英大理巖和石墨大理巖等。背形東南部發(fā)育中泥盆世變質(zhì)陸源碎屑巖，巖性以云母石英片巖和云母二長變粒巖為主；背形西北部還發(fā)育中二疊世變質(zhì)火山巖和晚二疊世淺變質(zhì)陸源碎屑巖。此外，區(qū)內(nèi)松遼盆地和葉赫地塹內(nèi)發(fā)育中生代火山沉積地層和第四系，總體產(chǎn)狀平緩(圖2)。本次研究對象為原“下二臺巖群”盤嶺巖組早石炭世變質(zhì)火山巖。

圖2 遼北下二臺地區(qū)地質(zhì)簡圖(位置見圖1b)

2 樣品采集與分析方法

2.1 樣品采集

本次研究的樣品(CT69TW1：42°53′33″N、124°20′19″E；22-45TW1：42°55′08″N、124°23′40″E；CT11TW1：42°55′08″N、124°24′14″E；2227YQ1：42°53′21″N、124°21′24″E；22-36TW1：42°55′32″N、124°23′00″E；21-35YQ1：42°53′42″N、124°20′14″E)均采集于盤嶺背形核部(圖2)。

變流紋巖(22-45TW1、CT69TW1)，二者手標本觀察具有相似特征，新鮮面灰色，風化面灰褐色，變余斑狀結構，變余流紋構造；變斑晶礦物為鉀長石，粒度0.5～1.5mm，基質(zhì)為長英質(zhì)礦物，定向排列(圖3a)；22-45TW1顯微鏡下具有變余斑狀結構，片狀粒狀變晶結構，變余流紋構造，變斑晶為鉀長石和斜長石(～10%)，粒度0.4～1.4mm，基質(zhì)礦物為石英(20%)、長石(40%)、黑云母(27%)和白云母(3%)，粒度0.02～0.2mm(圖3d)，定名為變流紋巖。

圖3 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖手標本及其顯微鏡下照片

綠簾黑云母二長微晶片巖(CT11TW1、2227YQ1)，二者手標本觀察具有相似特征，新鮮面灰褐色，風化面褐色，變余斑狀結構，片狀構造；變斑晶礦物為斜長石和石英，粒度0.5～2mm，基質(zhì)為長英質(zhì)礦物，定向排列(圖3b)；CT11TW1顯微鏡下具有鱗片粒狀變晶結構，片狀構造，礦物可見綠簾石(8%)、黑云母(22%)、長石(35%)及石英(35%)，粒度0.02～0.2mm(圖3e)，定名為綠簾黑云母二長微晶片巖，原巖為英安巖。

表1 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖主量元素(wt%)與微量元素(×10-6)組成

圖4 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖巖石類型和系列劃分圖解

圖5 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

角閃斜長片麻巖(22-36TW1、21-35YQ1)，二者手標本觀察具有相似特征，新鮮面灰綠色，風化面褐色，粒狀變晶結構，片狀構造，礦物可見斜長石(30%)、角閃石(30%)、石英(20%)，粒度0.5～1.5mm，以見大量針柱狀自形角閃石為特點(圖3c)；22-36TW1顯微鏡下具有柱狀粒狀變晶結構，片麻狀構造，礦物可見角閃石(30%)、斜長石(40%)和石英(30%)，粒度0.03～1.6mm(圖3f)，定名為角閃斜長片麻巖，原巖為安山巖。

2.2 分析方法

巖石主量、微量、稀土元素測試分析在國土資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心完成；測試樣品選取新鮮巖石，測試過程均在無污染設備中進行。主量元素采用X射線熒光光譜法(XRF)，稀土、微量元素的分析則采用電感耦合等離子質(zhì)譜法(ICP-MS)完成；主量元素分析精度和準確度優(yōu)于5%，稀土、微量元素的分析精度和準確度一般優(yōu)于10%。

測年鋯石的分選在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室完成；鋯石制靶、照相在北京中興美科科技有限公司完成；鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年在中國科學院海洋研究所大洋巖石圈與地幔動力學超凈實驗室(樣品CT11TW1)和自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室(樣品22-45TW1、CT69TW1、22-36TW1)完成。樣品經(jīng)過常規(guī)粉碎淘洗、磁選和重液分離后，借助雙面鏡挑選純度在99%以上的鋯石；將分離出的鋯石顆粒用環(huán)氧樹脂固定并拋光，使其露出核部，在測試之前，用體積分數(shù)為3%的HNO3溶液清洗鋯石表面，以除去表面污漬，然后進行透、反射和陰極發(fā)光(CL)照相。中國科學院海洋研究所大洋巖石圈與地幔動力學超凈實驗室鋯石定年使用的是Photon-Machines公司193nm準分子激光剝蝕系統(tǒng)和美國安捷倫公司生產(chǎn)的7900型電感耦合等離子質(zhì)譜儀；激光束斑直徑35μm，激光能量密度3.98J/cm2，剝蝕頻率6Hz。自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室鋯石定年使用的是德國Coherent公司COMPExPro型ARF準分子激光剝蝕系統(tǒng)和美國安捷倫公司7500A型四極桿等離子質(zhì)譜儀；激光束斑直徑32μm，激光能量密度10J/cm2，剝蝕頻率8Hz。激光剝蝕過程均采用氦氣為載體，氬氣為輔助氣調(diào)節(jié)靈敏度。標準鋯石91500作為外標進行同位素比值校正，標準鋯石PLE和GJ-1為監(jiān)控盲樣，元素含量以國際標樣NIST610為外標。使用ICP-MS-Datacal10.8(Liuetal., 2010)進行同位素比值及元素含量的計算；諧和年齡計算及圖像繪制采用國際標準程序Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。

3 測試結果

3.1 巖石地球化學

下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖樣品的主量、微量、稀土元素分析數(shù)據(jù)見表1。

樣品22-45TW1和CT69TW1的SiO2含量73.21%～76.21%，平均值74.71%，屬酸性巖類；Al2O3含量12.66%～12.85%，平均值12.75%；巖石全堿(Na2O+K2O)含量6.52%～9.30%，平均值7.91%；K2O/Na2O為0.57～3.24，平均值1.90；CaO含量0.88%～1.38%；MgO含量0.42%～0.57%；FeOT含量2.02%～2.44%；TiO2含量0.36%～0.55%。在TAS圖解(圖4a)和SiO2-Nb/Y圖解(圖4b)中，樣品都落入流紋巖區(qū)域內(nèi)；在K2O-SiO2圖解(圖4c)中，22-45TW1屬鉀玄巖系列，CT69TW1屬鈣堿性系列；鋁飽和指數(shù)A/CNK值1.00～1.06，平均值1.03，屬于弱過鋁質(zhì)巖石(圖4d)。2件樣品具有相似的稀土配分模式，巖石的稀土元素總量(∑REE)為140.0×10-6～183.1×10-6，輕稀土元素與重稀土元素比值(LREE/HREE)為4.61～5.16，(La/Yb)N為3.58～4.33，稀土元素配分曲線右傾(圖5a)，表明相對富集輕稀土元素、虧損重稀土元素，輕重稀土元素分餾明顯；δEu為0.74～0.85，Eu弱負異常，這可能與斜長石的分離結晶作用有關；所有樣品都相對富集Rb、Ba、K元素，虧損Nb、Sr、P、Ti元素(圖5b)，這可能與巖漿演化過程中角閃石、金紅石、磷灰石的分離結晶作用有關。

樣品CT11TW1和2227YQ1的SiO2含量67.24%～67.73%，平均值67.49%，屬酸性巖類；Al2O3含量14.76%～15.61%，平均值15.19%；巖石全堿(Na2O+K2O)含量5.70%～6.64%，平均值6.17%；K2O/Na2O為0.37～0.59，平均值0.48；CaO含量3.43%～4.42%；MgO含量1.27%～1.64%；FeOT含量4.33%～4.48%；TiO2含量均為0.81%。在TAS圖解(圖4a)中，樣品都落入英安巖區(qū)域內(nèi)；在SiO2-Nb/Y圖解(圖4b)中，都落在了流紋英安巖或英安巖區(qū)域內(nèi)；在K2O-SiO2圖解(圖4c)中，兩者均屬鈣堿性系列；鋁飽和指數(shù)A/CNK值0.91～0.96，平均值0.94，屬于準鋁質(zhì)巖石(圖4d)。2件樣品具有相似的稀土元素配分模式，稀土元素總量(∑REE)為147.5×10-6～162.8×10-6，輕稀土元素與重稀土元素比值(LREE/HREE)為4.97～6.02，(La/Yb)N為4.11～7.12，稀土元素配分曲線右傾(圖5a)，表明相對富集輕稀土元素、虧損重稀土元素，輕重稀土元素分餾明顯；δEu為0.87～0.94，Eu弱負異常，這可能與斜長石的分離結晶作用有關；所有樣品都相對富集Rb、Ba、K元素，虧損Nb、P、Ti元素(圖5b)，這可能與巖漿演化過程中角閃石、金紅石、磷灰石的分離結晶作用有關。

樣品22-36TW1和21-35YQ1的SiO2含量57.50%～57.68%，平均值57.09%，屬中性巖類；Al2O3含量15.51%～18.04%，平均值16.78%；巖石全堿(Na2O+K2O)含量3.94%～5.57%，平均值4.76%；K2O/Na2O為0.11～0.12，平均值0.115；CaO含量7.02%～7.42%；MgO含量2.76%～3.00%；FeOT含量8.39%～9.15%；TiO2含量0.86%～1.27%。在TAS圖解(圖4a)和SiO2-Nb/Y圖解(圖4b)中，樣品都落入安山巖區(qū)域內(nèi)；在K2O-SiO2圖解(圖4c)中，兩者均屬低鉀(拉斑)系列；鋁飽和指數(shù)A/CNK值0.72～0.91，屬于準鋁質(zhì)巖石(圖4d)。2件樣品具有相似的稀土元素配分模式，稀土元素總量(∑REE)為103.7×10-6～110.1×10-6，輕稀土元素與重稀土元素比值(LREE/HREE)為3.82～5.78，(La/Yb)N為2.87～5.51，稀土元素配分曲線右傾(圖5a)，表明相對富集輕稀土元素、虧損重稀土元素，輕重稀土元素分餾明顯；δEu為0.89～0.95，Eu弱負異常，這可能與斜長石的分離結晶作用有關；所有樣品都相對富集Rb、K、Th元素，虧損Ba、Nb、Ti元素(圖5b)，這可能與巖漿演化過程中角閃石、金紅石的分離結晶作用有關。

3.2 鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡

下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖樣品鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡分析數(shù)據(jù)見表2。

樣品22-45TW1中鋯石呈自形柱狀，長徑40～120μm，長寬比1.5:1～2:1，其具有明顯的振帶環(huán)帶結構(圖6)，Th/U比值為0.65～1.51，具有典型巖漿鋯石特征，部分鋯石見很窄的白色亮邊，說明存在微弱的重結晶。鋯石測點中23個測點的同位素年齡集中落在諧和線上及其附近，鋯石測點206Pb/238U年齡介于339～356Ma之間，加權平均值為347±3Ma(MSWD=0.61)(圖7a)。

樣品CT69TW1中鋯石呈自形柱狀，長徑80～120μm，長寬比1:1～2:1，其具有明顯的振帶環(huán)帶結構(圖6)，Th/U比值為0.89～2.42， 具有典型巖漿鋯石特征，

部分鋯石見很窄的白色亮邊，說明存在微弱的重結晶。鋯石測點中26個測點的同位素年齡集中落在諧和線上及其附近，鋯石測點206Pb/238U年齡介于327～357Ma之間，加權平均值為341±3Ma(MSWD=0.89)(圖7b)。

表2 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡數(shù)據(jù)

續(xù)表2

圖6 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖典型鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像

圖7 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖鋯石U-Pb年齡諧和圖和加權平均年齡

圖8 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖Nb-10000×Ga/Al圖解(a,據(jù)Whalen et al., 1987)和P2O5-SiO2哈克圖解(b)

樣品CT11TW1中鋯石呈自形柱狀，長徑50～100μm，長寬比1:1～2:1，其具有明顯的振帶環(huán)帶結構(圖6)，Th/U比值為0.73～2.20，具有典型巖漿鋯石特征，部分鋯石見很窄的白色亮邊，說明存在微弱的重結晶。鋯石測點中17個測點的同位素年齡集中落在諧和線上及其附近，鋯石測點206Pb/238U年齡介于342～357Ma之間，加權平均值為348±3Ma(MSWD=0.62)(圖7c)。

樣品22-36TW1中的鋯石呈自形柱狀，長徑40～80μm，長寬比1.5:1～2:1，其具有明顯的振帶環(huán)帶結構(圖6)，Th/U比值為0.80～2.43，具有典型巖漿鋯石特征。鋯石測點中23個測點的同位素年齡集中落在諧和線上及其附近，其中，鋯石測點206Pb/238U年齡介于325～358Ma之間，加權平均值為341±4Ma(MSWD=1.7)(圖7d)。

4 討論

4.1 形成時代

“下二臺巖群”最初被認為是一套正常沉積序列地層，形成時代為奧陶紀(王東方, 1987; 遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989;遼寧省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查局第九地質(zhì)大隊, 2000)；沈陽地質(zhì)礦產(chǎn)研究所(2006)在原下二臺群劃分的黃頂子組中發(fā)現(xiàn)了海百合莖化石，又將“下二臺巖群”時代定為石炭紀；近年來，隨著鋯石U-Pb同位素精確定年技術的發(fā)展，新的年齡證據(jù)又被提出，Wangetal. (2015)報道了盤嶺巖組變流紋巖和變玄武安山巖原巖年齡為342Ma和347Ma，韓作振等(2016)報道下二臺群盤嶺組角閃變粒巖原巖年齡為348±5Ma，時代均為早石炭世。本文中下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖鋯石具有巖漿鋯石特征，代表了變質(zhì)火山巖原巖結晶年齡，其中變流紋巖206Pb/238U加權平均年齡為341±3Ma 和347±3Ma，綠簾黑云母二長微晶片巖206Pb/238U加權平均年齡為348±3Ma，角閃斜長片麻巖206Pb/238U加權平均年齡為341±4Ma，均表明下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖原巖形成于早石炭世。

4.2 巖石成因與源區(qū)性質(zhì)

巖石在變質(zhì)或變形過程中會發(fā)生元素的遷移。下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖樣品中K2O、Ba含量變化較大，表明在變質(zhì)過程中元素發(fā)生了遷移；燒失量(LOI)的值為0.86～2.15，δCe為0.87～0.99，表明其遭受了較弱的蝕變作用；然而，蝕變作用對稀土元素和高場強元素含量的影響較小(Polatetal., 2002)，因此，我們采用這些元素來判別巖石成因更為可靠。

野外地質(zhì)觀察發(fā)現(xiàn)，下二臺地區(qū)變質(zhì)酸性火山巖產(chǎn)出面積多于變質(zhì)中性火山巖(圖2)；變質(zhì)火山巖稀土元素配分曲線都具有右傾特征，且負Eu異常不明顯(圖5a)，但變質(zhì)中性火山巖稀土總量明顯偏低；在微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖5b)，變質(zhì)酸性火山巖與變質(zhì)中性火山巖具有明顯差異，主要體現(xiàn)在變質(zhì)酸性火山巖明顯的Sr、P元素虧損，這些元素在巖石變質(zhì)過程中幾乎不發(fā)生遷移，可見，兩者原巖為不同來源巖漿演化的產(chǎn)物；于此同時，哈克圖解也未顯示二者高場強元素之間有規(guī)律性的線性變化關系，也表明變質(zhì)酸性火山巖與變質(zhì)中性火山巖原巖不是同一基性巖漿分異的產(chǎn)物。

圖9 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖Nb/Y-Zr/Y圖解(a,據(jù)Condie, 2005)和Rb/Y-Nb/Y圖解(b,據(jù)Deng et al., 2019)

變質(zhì)酸性火山巖雖然具有高SiO2、高K2O+Na2O的特征，但其低FeOT/MgO比值(2.74～5.75，平均3.85)，低10000×Ga/Al比值(2.09～2.35，平均2.23)，較低含量Zr、Nb、Ce和Y的特點，都與典型的A型花崗巖不同(Whalenetal., 1987)，全巖鋯飽和溫度計公式計算得出變質(zhì)酸性火山巖飽和溫度TZr=776～813℃，平均值為801℃，也與A型花崗巖高溫(>900℃)，貧水(<4%)的特點相悖(Clemensetal., 1986)，在Nb-10000×Ga/Al圖解(圖8a)中，樣品也落在了I型和S型花崗巖區(qū)域中；低A/CNK值(0.91～1.06，平均0.98)，低P2O5含量(0.07～0.22，平均0.13)的特點，且P2O5-SiO2哈克圖解(圖8b)中，SiO2與P2O5呈負相關特征，又表明其與S型花崗巖特征不同(Chappell, 1999)；綜上認為下二臺地區(qū)變質(zhì)酸性火山巖原巖巖石類型應與I型花崗巖相似。

變質(zhì)酸性火山巖具有高SiO2、高K2O+Na2O含量，低MgO、TiO2和FeOT含量的特點，這與平均大陸地殼化學成分(Rudnick and Gao, 2003)相似，而明顯區(qū)別于地幔巖石的化學成分(Sun and McDonough, 1989)；在K2O-SiO2圖解(圖4c)中，樣品落在了鈣堿性系列和鉀玄巖系列中，巖石較高的K2O含量，普遍被理解為在部分熔融的過程中，受控于源區(qū)較高的鉀含量(Gunnarssonetal., 1998)；微量元素方面，Zr、Hf元素的顯著富集和Nb元素的顯著虧損也表明其原始巖漿與殼源巖漿一致(Rudnick and Gao, 2003; Sun and McDonough, 1989)；La/Yb比值為4.99～9.93，平均值6.67，明顯不同于地幔來源的巖漿(La/Yb≈0.96)(肖慶輝等, 2002)；變質(zhì)酸性火山巖Mg#值為23.66～39.45，小于45，表明巖漿母巖未與地幔相互作用(程銀行等, 2016)；以上均表明，變質(zhì)酸性火山巖原始巖漿可能來源于富集地殼物質(zhì)的部分熔融。

變質(zhì)中性火山巖具有較高Al2O3含量(>15%)，低MgO含量(<5%)，F(xiàn)eOT/MgO比值2.80～3.31(>1.5)，富集Rb、Th、U和K等大離子親石元素，虧損Nb、P、Ti等高場強元素，這些特征表明其原巖具有島弧火山巖的特征。樣品SiO2含量57.50%～57.68%，顯示出幔源巖石的成分特征；Nb/Ta比值為16.02(21-35YQ1除外)，Zr/Hf比值為34.5～36.2，明顯接近MORB的相應比值(17.5和36.25)(Green, 1995; Sun and McDonough, 1989)，而與大陸地殼的相應比值(11～12和18.75)(Green, 1995; Taylor and McLennan, 1985)不同，暗示其巖漿起源于地幔源區(qū)；變質(zhì)中性火山巖的微量元素以富集大離子親石元素和輕稀土元素，相對虧損高場強元素為特征，表明其起源于巖石圈地幔(Sklyarovetal., 2003; Zhao and Zhou, 2007)；在Nb/Y-Zr/Y圖解(圖9a)中顯示出其原始巖漿應該來自于巖石圈地幔。變質(zhì)中性火山巖(Th/Ta)PM比值為1.28～3.98(>1)，(La/Nb)PM比值為2.86～4.79(>1)，La/Sm與La/Nb比值的正相關性，均表明其巖漿物質(zhì)在上升過程中遭受了地殼物質(zhì)的混染作用，但其La/Nb值為2.75～4.62，遠低于典型地殼巖石(>12)，表明地殼物質(zhì)的混染作用不明顯。La/Sm比值和La含量變化趨勢表明微量元素的變化主要受控于部分熔融，結晶分異作用較弱，具體表現(xiàn)為Eu的弱負異常。Nb、Ti元素的明顯負異常，被視為俯沖帶巖漿作用的典型標志(Briqueuetal., 1984)；在Rb/Y-Nb/Y圖解(圖9b)中，樣品主要沿Rb/Y軸分布，具有俯沖帶富集或混染的趨勢，證明該巖漿形成于與俯沖消減作用有關的地幔源區(qū)。綜上所述，變質(zhì)中性火山巖原始巖漿來自于俯沖帶附近巖石圈地幔，并遭受了地殼物質(zhì)的混染。

4.3 構造背景

Wangetal. (2015)報道下二臺地區(qū)變流紋巖與變玄武安山巖形成于伸展構造背景下，具有雙峰式火山巖的特征；韓作振等(2016)報道下二臺地區(qū)角閃變粒巖為一套弧火山巖，形成于活動大陸邊緣；二者所研究的變質(zhì)火山巖時代都為早石炭世，且均位于下二臺地區(qū)盤嶺背形上，但構造背景卻不同。本次研究的下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖原巖形成時代也為早石炭世，結合前人研究成果，該套變質(zhì)火山巖原巖巖石類型包括流紋巖、英安巖、安山巖和玄武安山巖，與活動大陸邊緣弧環(huán)境下形成的巖石組合特征一致，不屬于雙峰式火山巖巖石組合。

下二臺地區(qū)變質(zhì)酸性火山巖原巖巖石類型與I型花崗巖相似，可能來源于富集地殼物質(zhì)的部分熔融；變質(zhì)中性火山巖原巖具有弧火山巖的特征，原始巖漿來自于俯沖帶附近巖石圈地幔，并遭受了地殼物質(zhì)的混染，這些均表明下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖原巖的形成與俯沖作用有關。結合下二臺地區(qū)已發(fā)表的變質(zhì)火山巖地球化學數(shù)據(jù)(Wangetal., 2015; 韓作振等, 2016)，我們對下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖進行了構造環(huán)境判別，Y/15-La/10-Nb/8圖解(圖10a)、Hf/3-Th-Nb/16圖解(圖10b)和2Nb-Zr/4-Y圖解(圖10c)均表明下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖原巖應形成于火山弧環(huán)境，在Th/Yb-Nb/Yb圖解(圖10d)中，所有樣品落入大陸邊緣弧環(huán)境中，因此，我們認為下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖原巖應形成于活動大陸邊緣火山弧環(huán)境。

圖10 下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖構造環(huán)境判別圖解

4.4 地質(zhì)意義

華北板塊北緣東段相繼識別出“開原”、“呼蘭群”、“色洛河群”、“開山屯”和“青龍村群”等幾套構造混雜巖(圖11)，眾多學者已經(jīng)做了大量工作(唐克東等, 2004, 2011; 陳躍軍等, 2006; 李承東等, 2007a, b; 唐克東和趙愛林, 2007; Wuetal., 2007; 張春艷等, 2007, 2009; Lüetal., 2011; 周建波等, 2013; 張超, 2014; Yuanetal., 2016; Liuetal., 2017a; 關慶彬, 2018)。“開原”構造混雜巖“巖塊”中變質(zhì)流紋巖和變質(zhì)玄武安山巖的形成年齡為250±5Ma和250±4Ma(陳躍軍等, 2006; Yuanetal., 2016)，變質(zhì)基性巖原巖的形成年齡為258±6Ma、變質(zhì)年齡為256±4Ma(關慶彬, 2018)，“基質(zhì)”中透輝變粒巖碎屑鋯石最小年齡為257±2Ma，變質(zhì)年齡為245±2Ma(Liuetal., 2017a)，表明該套構造混雜巖形成于晚二疊世-早三疊世?！昂籼m群”構造混雜巖中大量片巖的碎屑鋯石年齡將其時代歸屬為二疊紀-早三疊世(Wuetal., 2007; Lüetal., 2011; 周建波等, 2013)；張春艷等(2009)測得磐石地區(qū)硅質(zhì)巖的變質(zhì)變形年齡為239±11Ma，為古亞洲洋閉合過程的產(chǎn)物?！吧搴尤骸睒嬙旎祀s巖中高鎂安山巖成巖年齡為252±5Ma(李承東等, 2007a)，周建波等(2013)測得板廟子地區(qū)“色洛河群”砂巖和板巖的碎屑鋯石年齡為255±3Ma和264±3Ma，表明“色洛河群”可能形成于晚二疊世?！伴_山屯”混雜巖被認為是一套由滑塌堆積、濁積巖以及深海泥質(zhì)巖組成的大陸邊緣的增生雜巖(唐克東等, 2004, 2011)；唐克東和趙愛林(2007)報道了雜巖中花崗巖礫石的年齡為287±6Ma，周建波等(2013)報道了“開山屯”雜巖中紫色板巖和變質(zhì)砂巖碎屑鋯石沉積下限年齡為234Ma和246Ma，時代為中-晚三疊世?！扒帻埓迦骸敝蝎@得的斜長角閃巖、黑云斜長片麻巖和變質(zhì)輝長巖的原巖年齡分別為274±6Ma、250±4Ma和248±1Ma(張春艷等, 2007; 周建波等, 2013)。張超(2014)將新東村組地層從“青龍村群”中劃分出來，并測得二云母片巖碎屑鋯石年齡集中在242～314Ma之間，同樣給出了中三疊世的沉積下限年齡。這些研究表明前人劃定元古代地層，如“呼蘭群”、“色洛河群”、“青龍村群”都不是真正的地層序列，而是由不同時代、不同性質(zhì)的巖石混雜形成(唐克東等, 2004; 周建波等, 2013)，而將這些雜巖解體后，其中年輕的地質(zhì)體多形成于晚二疊世-中三疊世。

圖11 華北板塊北緣東段構造混雜巖分布圖(據(jù)關慶彬, 2018)

“下二臺巖群”同已報道的構造混雜巖同處于華北板塊北緣東段增生帶內(nèi)，下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖原巖形成時代為早石炭世，為活動大陸邊緣環(huán)境下形成的弧火山巖；區(qū)內(nèi)還大面積分布大理巖，根據(jù)牙形刺化石初步確定其時代為晚石炭世(作者，待發(fā)表)，由大洋底-大陸邊緣之間海相環(huán)境下形成的碳酸鹽巖變質(zhì)而成；我們還獲得二云母二長變粒巖碎屑鋯石年齡為384～443Ma(作者，待發(fā)表)，沉積下限時代為中泥盆世，原巖為穩(wěn)定環(huán)境下形成的陸源碎屑巖；同時，中二疊世變質(zhì)酸性火山巖也被識別出，具有弧火山巖特征。結合野外地質(zhì)產(chǎn)出狀態(tài)，各地質(zhì)體受構造作用改造強烈，變質(zhì)變形作用發(fā)育，總體構造行跡呈北東向展布，不同時代的地質(zhì)單元間多為構造接觸。由此可見，原“下二臺巖群”的物質(zhì)組成存在多時代特征，且均為不同構造環(huán)境下形成的產(chǎn)物，再遭受后期構造作用改造，疊置混雜在一起，因此，“下二臺巖群”并不是傳統(tǒng)的史密斯地層層序，將其定義為“下二臺”構造雜巖更為準確。

圖12 中泥盆世-早石炭世古亞洲洋南向俯沖演化模式圖

大量的蛇綠巖、巖相古地理學和古生物學證據(jù)基本確定了古亞洲洋最終沿著索倫山-西拉木倫河-長春-延吉縫合帶呈“剪刀式”閉合(Wuetal., 2000, 2007, 2011; Xiaoetal., 2003, 2009, 2015; 孫德有等, 2004; Li, 2006; 張興洲等, 2006; Jianetal., 2008, 2010; 韓國卿等, 2009, 2011; 劉永江等, 2010, 2011; Hanetal., 2012, 2015; Xuetal., 2015; Liuetal., 2017b)。在該縫合帶西段，古亞洲洋板塊具有雙向俯沖的特征(Xiaoetal., 2003; Jianetal., 2008, 2010)；部分學者通過對蘇尼特右旗白乃廟群變質(zhì)火山巖研究，提出古亞洲洋板塊在晚寒武世-早志留世持續(xù)南向俯沖(Guetal., 2012; Zhangetal., 2013; Lietal., 2015; Zhouetal., 2017)，并在華北板塊北緣形成一系列與俯沖碰撞有關的埃達克質(zhì)巖石和TTG巖石(劉敦一等, 2003; Jianetal., 2008; Zhangetal., 2019)；中-晚志留世，白乃廟地區(qū)出現(xiàn)了東西向展布的前陸盆地，復理石建造和磨拉石建造就位，標志著俯沖作用的結束(胡驍?shù)? 1990; 唐克東, 1992)。在該縫合帶東段，Peietal. (2016)通過對吉林省中部古生代火成巖和變質(zhì)沉積巖研究，提出古亞洲洋在早寒武世-早志留世持續(xù)向北俯沖，晚志留世-早泥盆世發(fā)生弧-陸碰撞，進入后碰撞階段；唐克東和趙愛林(2007)在對開山屯地區(qū)混雜巖進行研究后，提出晚石炭世-中二疊世古亞洲洋洋殼向北運移，并向北部興凱地塊俯沖。下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖為古亞洲洋板塊在該縫合帶東段向華北板塊俯沖提供了依據(jù)，可見，古亞洲洋板塊在該縫合帶東段也具有雙向俯沖模式。由于華北板塊北緣尚未發(fā)現(xiàn)大量志留紀-泥盆紀期間巖漿巖的相關地質(zhì)記錄，有些學者推測華北板塊北緣在這一時期可能屬于被動大陸邊緣環(huán)境(李錦軼等, 2009)，但是，雙向俯沖這一觀點已被許多學者所證實(Jiaetal., 2004; 曹花花等, 2012; Yuanetal., 2016; 關慶彬, 2018)；多數(shù)觀點認為該縫合帶東段俯沖作用主要發(fā)生在早二疊世-早三疊世(李承東等, 2007a; 曹花花等, 2012; Yuanetal., 2016; 關慶彬, 2018)；下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖表明在早石炭世該縫合帶東段古亞洲洋板塊就已經(jīng)南向俯沖。Shietal. (2019)報道法庫地區(qū)石英閃長巖與花崗閃長巖侵位結晶年齡為432±1Ma和437±1Ma，為一套與俯沖作用有關的埃達克質(zhì)巖石，表明早志留世索倫-西拉木倫河-長春-延吉縫合帶東段古亞洲洋板塊向華北板塊俯沖，這與該縫合帶西段具有相似特征。

綜上所述，中泥盆世，華北板塊北緣東段可能處于被動大陸邊緣環(huán)境，中泥盆世變質(zhì)陸源碎屑巖原巖為該環(huán)境下的產(chǎn)物，華北板塊北緣東段早志留世花崗質(zhì)巖石為其提供物源；晚泥盆世-早石炭世，華北板塊北緣東段古亞洲洋板塊向華北板塊俯沖，俯沖洋殼導致巖石圈地幔發(fā)生熔融，形成變質(zhì)中性火山巖原始巖漿，在其上升過程中，又遭受地殼物質(zhì)混染，最終形成早石炭世中性火山巖；地幔物質(zhì)帶來的熱量導致地殼物質(zhì)發(fā)生部分熔融，為早石炭世變質(zhì)酸性火山巖提供物質(zhì)來源(圖12)；晚石炭世變質(zhì)碳酸鹽巖和中二疊世變質(zhì)酸性火山巖的出現(xiàn)，表明洋盆并沒有消失，俯沖作用仍在持續(xù)；晚二疊世-中三疊世，古亞洲洋最終閉合(崔軍平等, 2013; 徐增連等, 2014)。

5 結論

(1)下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖原巖包括流紋巖、英安巖、安山巖，為一套鈣堿性火山巖，屬于準鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)巖石，根據(jù)巖相學和地球化學特征將其分為變質(zhì)酸性火山巖和變質(zhì)中性火山巖；二者均相對富集輕稀土元素，虧損重稀土元素，輕重稀土元素分餾明顯，Eu負異常不明顯，但變質(zhì)中性火山巖稀土總量低于變質(zhì)酸性火山巖，而且變質(zhì)酸性火山巖明顯虧損Sr、P元素，結合野外產(chǎn)狀面積和高場強元素相關性特征，認為二者不是同一基性巖漿分異的產(chǎn)物。

(2)下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖鋯石具有巖漿鋯石特征，代表了原巖結晶年齡，變質(zhì)酸性火山巖(變流紋巖、綠簾黑云母二長微晶片巖)原巖結晶年齡為341±3Ma、347±3Ma和348±3Ma，變質(zhì)中性火山巖(角閃斜長片麻巖)原巖結晶年齡為341±4Ma，時代均為早石炭世；變質(zhì)酸性火山巖原始巖漿來自于地殼物質(zhì)的部分熔融，變質(zhì)中性火山巖原始巖漿來自于俯沖帶附近巖石圈地幔，并遭受了地殼物質(zhì)的混染，二者均形成于活動大陸邊緣火山弧環(huán)境。

(3)原“下二臺巖群”并不是真正的地層層序，稱其為“下二臺”構造雜巖更為準確；下二臺地區(qū)變質(zhì)火山巖表明在早石炭世初，古亞洲洋板塊已經(jīng)開始南向俯沖，在華北板塊北緣東段形成活動大陸邊緣弧環(huán)境，早石炭世變質(zhì)火山巖原巖為這一俯沖階段的產(chǎn)物。

致謝感謝中國科學院海洋研究所大洋巖石圈與地幔動力學超凈實驗室王曉紅和自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室郝宇杰在鋯石U-Pb同位素測年過程中給予的幫助；感謝自然資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心趙愛林、鐘輝、王洋洋、劉欣和伍月在試驗測試和薄片鑒定方面給予的幫助；感謝匿名審稿專家和本刊編輯對本文提出的建設性修改意見。

謹以此文祝賀楊振升教授九十華誕，祝楊先生健康長壽！