华北板块北缘东段三叠纪构造演化——来自辽北开原岩浆岩年代学、地球化学的证据*

陈井胜 李崴崴 时溢 李斌 赵春强 张立东

1. 中国地质调查局沈阳地质调查中心，沈阳 110034 2. 东北地质科技创新中心，沈阳 110034 3. 辽宁省地质矿产研究院有限责任公司，沈阳 110029

作为显生宙最大的俯冲-增生型造山带，中亚造山带处于西伯利亚板块和华北板块之间，其形成与古亚洲洋演化紧密相关(engöretal., 1993；engör and Natal’in，1996；Jahnetal.，2004)。中亚造山带经历了显著的大陆改造过程以及复杂的演化过程，具多样的结构构造、物质组成(engöretal., 1993；徐备和陈斌，1997；李锦轶等，2009；许志琴和张国伟，2013)，蕴藏大量的金属与非金属矿产资源(毛景文等，2003；陈衍景等，2009；孙景贵等，2012；李锦轶等，2013)，是中外地质学者探讨大陆动力学演化过程的重要研究对象(图1a)。与华北板块北缘毗邻的中亚造山带即为兴蒙造山带，是我国演化历史最长、构造及岩浆活动最复杂的造山带，由不同时期的微陆块和显生宙造山带拼合形成，整个显生宙都发生了陆壳增生(Wuetal., 2002，2011；Li, 2006；陈衍景等，2009)。兴蒙造山带的形成与古亚洲洋的闭合有关，越来越多的资料证明，古亚洲洋最终沿着索伦-西拉木伦-长春-延吉一线闭合，其闭合演化时间跨度很长，并且存在自西向东逐步演化的趋势(Zhangetal., 2004；孙德有等，2004；Songetal., 2015；Liuetal., 2017a；Chenetal., 2019)。陈斌等(2001)在苏左旗识别出230～250Ma碰撞花岗岩，认为古亚洲洋闭合作用持续时间很长(310Ma～230Ma)。李锦轶等(2007)在内蒙古东部的双井子发现年轻的地壳重熔岩浆结晶形成晚三叠世同碰撞S型花岗岩(229Ma、237Ma)，认为兴蒙造山带与华北板块沿西拉木伦缝合带约270Ma开始碰撞，230Ma 结束。部分学者通过对赤峰地区出露的石炭纪、二叠纪、三叠纪花岗岩的研究，认为古亚洲洋闭合过程从早石炭世(358～352Ma)持续到晚三叠世(232～230Ma)(陈井胜等，2017； Chenetal., 2018，2019；陈井胜，2018；李崴崴等，2020)。华北板块北缘中段集宁地区中二叠世已经进入到后碰撞环境(施光海等，2004；Li, 2006；Zhangetal., 2007；王挽琼，2014)；赤峰地区中二叠世处于同碰撞阶段(陈井胜，2018)；华北板块北缘东段法库-长春-延边地区中二叠世为活动大陆边缘环境，形成一系列高碱性岛弧火成岩岩石组合(曹花花等，2012；Yuetal., 2013；Shietal., 2019b；Liuetal., 2020)。综上说明，古亚洲洋自西向东以“剪刀式”闭合，并且持续时间较长，华北板块北缘东段相对于西边的演化过程要滞后(曹花花，2013)。

二叠纪末期华北板块北缘东段处于古亚洲洋闭合阶段，已被众多学者证实(曹花花，2013；Guanetal., 2019，2022；Shietal., 2019b；Liuetal., 2020)。那么进入三叠纪后，本区的构造演化过程如何？部分学者认为本区三叠纪岩浆岩形成于造山阶段挤压环境下，华北板块北缘东段的挤压碰撞作用一直持续到晚三叠世(224Ma)(刘锦等，2016)，可进一步详细划分为3个构造演化过程：晚二叠世中期(～255Ma)过后，本区已经进入俯冲向同碰撞的转换过程(Caoetal., 2013；刘锦等，2016；Liuetal., 2020；Shietal., 2022b)；随后进入造山阶段(250～240Ma)；中三叠世中期后(～240Ma)进入造山后的伸展过程(刘锦等，2016；Liuetal.,2020；Shietal., 2022a)。也有人将本区三叠纪构造-岩浆演化过程粗略划分了252～242Ma和240～215Ma两个阶段(Liuetal., 2020)；或仅将241～215Ma划归为同一伸展构造背景(Shietal., 2019b；时溢，2020)。此外，对于242～240Ma存在于法库、开原、昌图地区的“双峰式”岩浆岩(Zhangetal., 2009；Wuetal., 2011；时溢，2020；本文数据)及珲春地区高镁闪长岩(付长亮等，2010)置于何种构造背景之下？将岩浆活动不发育的240～230Ma阶段出露的“C”型埃达克质花岗闪长岩，也划为伸展背景是否合适(Shietal., 2019b；时溢，2020)？所以，华北板块北缘东段三叠纪构造演化需要进一步的详细研究和划分。

近些年，在华北板块北缘东段增生带内，越来越多的中-新元古代或古生代混杂岩被识别，众多古生代-早中生代地质体被解体出来，以此为研究对象，确定构造属性，用以反演古大洋演化过程(Guanetal., 2019；Shietal., 2019a, b，2022a, b；Liuetal., 2020；张丽等，2020)。开原地区地处华北板块北缘构造带东段，存在大量的古生代混杂岩及花岗岩和火山岩，这些地质体是古亚洲洋闭合过程中不同岩浆-构造演化阶段的产物，对于了解古亚洲洋的演化历史有着重要的科学意义。笔者团队在开原地区区域地质调查过程中，从原划为晚古生代的开原杂岩中新识别出辉长岩及流纹岩，通过岩相学、锆石U-Pb年代学及岩石地球化学研究，结合华北板块北缘东段存在的三叠纪岩浆岩、蛇绿岩、磨拉石建造及变质作用等资料，探讨本区三叠纪岩浆岩的地球动力学背景及古亚洲洋构造域三叠纪演化过程。

1 地质背景及样品特征

近年来，笔者团队通过区域地质调查工作，在华北板块北缘增生带法库-开原-昌图-公主岭地区新元古代及早古生代构造岩片内，陆续识别出早古生代岩浆弧和晚古生代岩浆弧。其中早古生代岩浆弧可与内蒙古中部的白乃庙岛弧对比，是其东延部分(陈井胜等，2017；Shietal., 2019a)。晚古生代岩浆弧显著发育于华北板块北缘断裂与长春-延吉缝合带之间(Guanetal., 2019；Shietal., 2019b；张丽等，2020；Liuetal., 2020)。在法库地区新发现晚二叠世-早三叠世(252～248 Ma)蛇绿混杂岩岩石组合，代表了古亚洲洋在松辽盆地南缘最终闭合位置(Shietal., 2022b)。前人通过对东北地区重磁数据分析，认为华北板块与西伯利板块的缝合带宽240km，近东西向展布，西起朝阳北、通辽南，过沈阳北、长春北折向南东东，直到通化北和珲春南(孙中任等，2020)。以上资料说明古亚洲洋在东段最终沿着法库-梨树-长春-桦甸-延吉一线闭合，被四平-哈尔滨断裂、伊通-舒兰断裂、敦化-密山断裂改造(图1b)。

辽北开原地处华北板块与长春-延吉缝合带间的陆缘增生带上，也正是古生代岩浆弧通过的区域。板块边缘出露新太古代变质深成岩基底残块及发育前造山基性-超基性岩，新元古代及古生代杂岩；晚古生代-中生代花岗质岩浆作用剧烈，广泛分布于本区。该地区增生杂岩为佟家屯岩组和照北山岩组。其中，佟家屯岩组岩性主要为变质安山岩(局部为玻安岩)(Yuanetal., 2016)、玄武岩，局部夹石英黑云片岩、黑云阳起片岩、绿泥片岩、变辉长岩、绢云母片岩及变质流纹岩、斜长角闪(片)岩、方解大理岩等。此外，沿清河断裂附近分布的芦家堡子岩组(石英砂岩、大理岩及绿帘阳起片岩等组成，其原岩为一套火山-沉积岩系)也可能与其相当。照北山岩组岩性主要为方解大理岩、含透闪石石墨方解大理岩、变粒岩、浅粒岩、石英片岩，夹片麻岩和斜长角闪岩等。本次研究样品采自从佟家屯岩组及照北山岩组解体出来的辉长岩及变流纹岩，采样位置见图2、表1。

表1 辽北开原地区岩浆岩同位素样品采集点及岩性Table 1 Location and lithology for the magmatic rocks from the Kaiyuan area, North Liaoning

细粒辉长岩(样品D2009)，采自于八棵树镇建材场村北大理岩采场2号坑(图2)，侵入大理岩中(图3a)。辉长辉绿结构，半自形粒状结构(图3b，c)，块状构造。岩石主要成分由斜长石、辉石、黑云母组成，副矿物为磁铁矿、钛铁矿等。斜长石，半自形、柱状，聚片双晶、环带发育，主要粒径0.5～1mm，架构排列，中间充填细粒的辉石呈辉绿结构，局部见辉长结构，含量约75%。辉石，他形、粒状，浅黄-浅绿-浅褐色调，主要为单斜辉石中的普通辉石，主要粒径0.05～0.5mm，少量粒径0.5～2mm，含量约24%。黑云母，自形、片状，具有褐色-深褐色明显多色性，粒径0.1～0.3mm，含量约1%(图3b，c)。副矿物： 磁铁矿、钛铁矿等。矿物普遍发生明显的次生变化，以绿泥石化、角闪石化、帘石化和粘土化为主。

变质中细粒辉长岩(样品D2007)，样品采自于铁岭市清河水库北侧北大沟村(图2)。变余辉长结构(图3d)，块状构造。局部发育变余包橄结构，变余嵌晶含长结构、变余反应边结构。原岩为中细粒橄榄辉长岩，主要成分包括斜长石、辉石、橄榄石、角闪石、黑云母， 副矿物为磁铁矿、钛铁矿等，蚀变矿物为纤闪石、次闪石、蛇纹石、黝帘石、显微鳞片状黑云母。斜长石，半自形、柱状，聚片双晶发育，与辉石呈辉长结构、嵌晶含长结构，强烈的黝帘石化，主要粒径0.2～2mm，部分颗粒2～5mm，少量粒径5～8mm，含量约55%。辉石，半自形短柱状，边部具角闪石的反应边，其中含橄榄石、斜长石等呈嵌晶含长结构、包橄结构，强烈的纤闪石化，主要粒径0.2～2mm，部分颗粒2～5mm，常含粒状的橄榄石呈包橄结构，部分颗粒边部具褐色角闪石反应边，含量约30%。橄榄石：他形、不规则状，无色，强烈的变质为显微鳞片状的黑云母、磁铁矿等保留其晶型特征，在辉石中呈包橄结构，部分颗粒边部具角闪石反应边，主要粒径0.1～0.5mm，含量约8%。角闪石：他形、粒状，两组斜交角闪石式解理，无色-绿色多色性，为原来褐色角闪石的次闪石化，充填于辉石、橄榄石颗粒间，部分在辉石、橄榄石边部呈反应边结构，粒径0.2～0.5mm，不同程度的绿泥石化，含量约5%。黑云母：他形、片状，褐色，充填于辉石、橄榄石等颗粒间，粒径0.2～0.5mm，含量约2%(图3e，f)。副矿物为 磁铁矿、钛铁矿、磷灰石等。

辉长岩(样品D2011)，采自于开原县松山堡乡冰峪村北关门山水库边(图2)，此辉长岩呈岩株产出(图2)。辉长结构，块状构造(图3k)。主要由斜长石和角闪石组成，其次为石英、绿帘石、辉石、绿泥石和不透明暗色矿物等组成。斜长石，呈自形-半自形板柱状，粒径0.21～2.67mm，发育聚片双晶，晶内发生绢云母化、粘土化、帘石化和碳酸盐化现象，含量约52%。角闪石，半自形柱状，粒径0.30～2.84mm，大部分颗粒为辉石退变质而来，常见中心辉石残余现象，发育柱面完全解理，含量约39%。石英，他形粒状，分布在前者颗粒间隙中，粒径和含量均相对较小，含量约5%。可见绿帘石和绿泥石等，极少量金属矿物产出，主要呈星散状分布，约占4%(图3l)。矿物普遍发生次生变化，以绢云母化、绿泥石化、角闪石化、帘石化和粘土化为主。

变流纹岩(样品D2034)，采自于清河水库北侧石人沟村佟家屯岩组(图2)，喷发不整合于玄武岩之上(图3g)。变余斑状结构，基质为片状柱状粒状变晶结构(图3h，i)。岩石由角砾、碎斑和碎基组成。角砾，成分为长英质，透镜状、眼球状，长轴定向，粒径1～3mm，含量约为25%；碎斑，成分为斜长石、石英，斜长石显微裂隙，长轴定向，石英斑晶具亚晶粒结构，含量约为20%；碎基，成分为隐晶长英质，鳞片状的绢云母连续定向排列，呈千枚状构造，粒径<0.2mm，含量约为55%。

2 分析方法

2.1 年代学分析方法

样品的破碎和锆石挑选由河北省廊坊市宇能矿物分选有限公司完成，采用磁选和重液分选出锆石晶体，制靶、固化后打磨抛光使锆石内部结构暴露，用于反射光、透射光、阴极发光(CL)锆石图像采集和锆石U-Pb 测年。阴极发光(CL)锆石图像采集在北京锆年领航科技有限公司完成。

D2007、D2009、D2011、D2034等4个样品的LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学测试在吉林大学东北亚矿产资源评价自然资源部重点实验室完成。激光剥蚀使用美国相干公司(Coherent)COMPExPro型ArF准分子激光器，质谱仪为美国安捷伦公司7500A型四极杆等离子质谱。激光束斑直径32μm，激光能量密度10J/cm2，剥蚀频率8Hz。剥蚀样品前首先采集30s的空白，随后进行30s的样品剥蚀，剥蚀完成后进行2min的样品池冲洗。载气使用高纯度He气，气流量为600mL/min；辅助气为Ar气，气流量为1.15L/min。对于不用同位素的采集时间，204Pb、206Pb、207Pb和208Pb为20 ms，232Th、238U为15ms，49Ti为20ms，其余元素为6ms。使用标准锆石91500(1062Ma)作为外标进行同位素比值校正，标准锆石PLE/GJ-1/Qing Hu为监控盲样。元素含量以国际标样NIST610为外标，Si为内标元素进行计算，NIST612和NIST614为监控盲样。使用Glitter软件进行同位素比值及元素含量的计算。谐和年龄及图像使用Isoplot/Ex(3.0)给出(Ludwig,2003)。普通铅校正使用Andersen (2002)给出的程序计算。分析数据及锆石U-Pb谐和图给出误差为1σ，表示95%的置信度。

2.2 地球化学分析方法

对本次采集的辉长岩与流纹岩进行主量元素、微量元素和稀土元素测定，测试在自然资源部东北矿产资源监督检测中心检测分析完成。主量元素分析采用Axios MaxX-荧光光谱仪；其中，FeO采用50 mL滴定管滴定；样品先按照1:5的比例放入Li2B4O7溶液中，在1050～1250℃温度下熔化，然后将熔化样品制成玻璃薄片进行分析，分析误差低于1%(SiO2)和2%(其它氧化物)。采用高压密封消解ICP-MS法，在美国热电公司XSeriesⅡ等离子体质谱仪上，对样品进行微量元素和稀土元素分析；准确称取0.1g样品于消解罐中，加入1mL浓硝酸、1mL氢氟酸，将消解罐置于烘箱中加热，升温至180℃保持10～12h，取出消解罐敞开置于电热板上120℃加热，当消解液剩下约2～3mL时升温至240℃，复溶后用0.5%的稀硝酸定容至刻度待测；对样品处理全流程空白进行12次测定，利用3倍标准偏差计算各元素的方法检出限，精密度均小于5%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学分析结果

3.1.1 样品D2009

该样品中所挑出的锆石形状大多为自形板柱状，少数为半自形柱状，粒度为80～140μm。锆石颗粒均具有显著的振荡环带(图4)，锆石的Th/U比值较高(0.40～1.78；表2)，这些特征指示锆石为典型的岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000；Belousovaetal., 2002)。该样品共进行了19个锆石颗粒分析，测试结果位于谐和线上及其附近，数据变化范围小，数据点成群分布，具有很好的谐和度(图5)，19个分析点获得206Pb/238U表面年龄范围为242～251Ma，加权平均年龄为246±2Ma(MSWD=0.28，n=19)。该结果代表了辉长岩的形成年龄，其形成时代为早三叠世末期。

表2 开原三叠纪岩浆岩样品中锆石LA-ICP-MS U-Pb 分析结果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating data of Trassic magmatic rocks from the Kaiyuan area

续表2Continued Table 2

3.1.2 样品D2007

该样品锆石的晶型好，具有清晰的内部结构，多为板柱状，长宽比为1～2。锆石发育有核边结构和生长环带(图4)，锆石的Th/U比值比较高，分布在0.59～1.09之间，均>0.4(表2)，这些特征指示大多数锆石为典型的岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000；Belousovaetal., 2002)，为岩浆同期结晶产物。该样品共进行了23个锆石颗粒的测定，均位于谐和线上及其附近，具有很好的谐和度，23个分析点206Pb/238U表面年龄范围为236～248Ma，加权平均年龄为241±2Ma(MSDW=0.53，n=23)，代表了辉长岩岩浆结晶年龄，其形成时代为中三叠世(图5)。

3.1.3 样品D2011

样品D2011中所挑出的锆石粒度变化比较大(90～150μm)，自形柱状，长短轴比为1.5～3。锆石颗粒振荡环带不明显(图4)，锆石的Th/U比值0.49～2.04，均>0.4(表2)，根据自形柱状及Th/U比值判断其为岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000；Belousovaetal., 2002)，为岩浆同期结晶产物。该样品共进行了24个锆石颗粒的测定，全部位于谐和线上及其附近，具有很好的谐和度。24个分析点206Pb/238U表面年龄范围为219～231Ma，加权平均年龄为226±3Ma(MSDW=0.22，n=24)，代表了辉长岩结晶年龄，形成时代为晚三叠世(图5)。

3.1.4 样品D2034

此样品锆石晶型有柱状和板状，长宽比为1.5～3， 大部分锆石内部结构清晰，均可见环带结构(图4)，锆石的Th/U比值比较高，分布在0.40～1.31之间，均>0.4(表2)，这些特征指示锆石为典型的岩浆锆石(Hoskin and Ireland,2000；Belousovaetal.,2002)，为岩浆同期结晶产物。该样品共进行了24个锆石颗粒的测定，全部位于谐和线上及其附近，具有很好的谐和度。24个分析点206Pb/238U表面年龄范围为235～246Ma，加权平均年龄为241±2Ma(MSDW=0.22，n=24)，代表了流纹岩岩浆结晶年龄，与辉长岩(D2007)同为中三叠世岩浆活动产物(图5)。

3.2 地球化学分析结果

3.2.1 早三叠世辉长岩

早三叠世辉长岩具有相对均一的硅含量(SiO2=49.84%～50.10%)；Al2O3含量较高，为18.51%～19.65%，全碱含量(K2O+Na2O)较高，为6.81%～7.82%，K2O/Na2O值<0.5 (0. 41～0. 46)(表3)，在TAS 图解上大部分样品投影于辉长岩与闪长岩界线附近(图6a)，在R1-R2图解中属于正长辉长岩范围(图6b)。样品中Fe2O3的含量为1.96%～4.02%，FeO的含量较高为6.26%～7.95%，MgO含量为3.60%～4.89%，Mg#较低(25.91～ 37.32)，远低于原生玄武质岩石(Mg#=70，Dupuy and Dostal，1984)。CaO 含量为5.91%～6.66%。TiO2含量较低(0.96%～1.14%)，低MnO(0.11%～0.15%)、P2O5(0.32%～0.39%)含量。

表3 开原三叠纪岩浆岩主量元素(wt%)、稀土元素和微量元素(×10-6)分析结果Table 3 Major (wt%) and trace element (×10-6) compositions of Trassic magmatic rocks from the Kaiyuan area

续表3Continued Table 3

续表3Continued Table 3

续表3Continued Table 3

辉长岩稀土元素总量相对较高，介于154.3×10-6～230.8×10-6之间，平均185.9×10-6，与洋岛玄武岩(OIB)稀土总含量(199×10-6)一致(Sun and McDonough，1989)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，样品表现右倾平滑曲线(图7a)，显示轻稀土元素相对富集，重稀土元素比较平坦的分配模式。轻重稀土元素分异显著，(La/Yb)N=10.02～22.15，无-弱的铕正异常(δEu=0.89～1.06) (图7a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，早三叠世辉长岩富集大离子亲石元素(Rb、Ba、K、Sr 等)，相对亏损高场强元素(Nb、Ta、Zr、Ti 等)，亏损Th、U。重稀土元素含量低于三种类型的玄武岩，与酸性火成岩类似(图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)含量远远低于正常洋中脊玄武岩(N-MORB)，与中国东部大陆地壳含量相近。总体上，早三叠世辉长岩的稀土配分模式与洋岛玄武岩(OIB)相类似，微量元素配分曲线与玄武岩存在显著差异。

3.2.2 中三叠世辉长岩

中三叠世辉长岩硅含量变化较大(SiO2=45.49%～50.40%)；Al2O3含量较低，为14.26%～14.79%，全碱含量(K2O+Na2O)不高，为4.85%～5.14%，K2O/Na2O值为0.46～0. 59，在TAS 图解上大部分样品投影于辉长岩范围内(图6a)，在R1-R2图解中属于二长辉长岩范围(图6b)。样品中Fe2O3的含量为2.31%～4.03%，FeO的含量很高为8.97%～9.66%，MgO含量为5.75%～6.25%，Mg#较低(32.55～34.72)，远低于原生玄武质岩石(Mg#=70，Dupuy and Dostal，1984)。CaO 含量为6.87%～7.30%。TiO2含量较高2.10%～2.16%，低MnO(0.15%～0.19%)、P2O5(0.35%～0.42%)含量。辉长岩稀土元素总量介于111.3×10-6～124.9×10-6之间，平均119.3×10-6，处于洋岛玄武岩(OIB)与正常洋中脊玄武岩(N-MORB)之间(Sun and McDonough，1989)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，样品表现右倾曲线(图7a)，显示轻稀土元素相对富集，重稀土元素比较平坦的分配模式。轻重稀土元素分异不显著，(La/Yb)N=6.82～7.63，具有显著的铕正异常(δEu=1.30～1.37) (图7a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，中三叠世辉长岩富集大离子亲石元素(Rb、Ba、K等)，相对亏损Th、U，亏损高场强元素(Nb、Ta、Zr、Ti等)，重稀土元素含量低于玄武岩(图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岩(N-MORB)。总体上，中三叠世辉长岩的稀土元素和微量元素均特征与玄武岩存在显著差异。

3.2.3 晚三叠世辉长岩

晚三叠世辉长岩相对早-中三叠世辉长岩硅含量较高(49.02%～52.10%)；Al2O3含量较均一，为16.10%～16.81%，全碱含量(K2O+Na2O)不高，为4.77%～6.14%，K2O/Na2O 值均<0.5，为0.33～0.44，在TAS 图解上3个样品投影于辉长岩范围内，4个样品处于辉长岩与闪长岩界线(图6a)，在R1-R2图解中属于二长辉长岩范围，其中1个样品处于橄榄辉长岩区域(图6b)。样品中Fe2O3的含量为1.48%～2.53%，FeO的含量较高6.50%～7.09%，MgO含量为5.74%～7.19%，Mg#低，为39.10～43.99，远低于原生玄武质岩石(Mg#=70，Dupuy and Dostal，1984)。CaO 含量较高为6.70%～8.32%，较高TiO2含量(1.54%～1.68%)，低MnO(0.13%～0.15%)、P2O5(0.29%～0.33%)含量。辉长岩稀土元素总量介于103.0×10-6～118.1×10-6之间，平均110.2×10-6，处于洋岛玄武岩(OIB)与正常洋中脊玄武岩(N-MORB)之间(Sun and McDonough，1989)。在粒陨石标准化稀土元素球配分图上，样品表现右倾曲线(图7a)，显示轻稀土元素相对富集，重稀土元素比较平坦的分配模式。轻重稀土元素分异不明显，(La/Yb)N=5.78～6.86，具有轻微的铕异常(δEu=0.97～1.09) (图7a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，晚三叠世辉长岩富集大离子亲石元素(Rb、Ba、K 等)，相对亏损Th、U，显示具有Sr的正异常，亏损高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf 等)，未显示Ti的负异常(图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)含量均与正常洋中脊玄武岩(N-MORB)相似。总体上，晚三叠世辉长岩的稀土配分模式与洋岛玄武岩(OIB)相似，微量元素与玄武岩存在差异。

3.2.4 中三叠世流纹岩

中三叠世流纹岩SiO2含量为65.84%～67.90%，在SiO2-(K2O+Na2O)岩石分类图解中属于粗安岩(图6a)，在R1-R2图解中属于流纹岩-英安岩范围(图6b)；Al2O3含量较高为15.79%～16.30%，样品中Fe2O3的含量为2.91%～3.72%，FeO的含量变化范围较大为0.52%～1.06%，MgO含量为0.42%～1.14%，CaO的含量为1.35%～2.32%，K2O含量很高为5.07%～6.25%，(K2O+Na2O)的含量较高为8.65%～9.39%；在SiO2-K2O图解(图6c)上，流纹岩样品落入了钾玄岩系列。TiO2、MnO、P2O5含量很低，分别为0.44%～0.47%、0.05%～0.07%、0.08%～0.09%。铝饱和指数ACNK(molar/molar)为1.02～1.18，在ACNK-ANK图解上落在了过铝质区域内(图6d)。流纹岩的稀土元素总量介于178.3×10-6～194.4×10-6之间，轻稀土含量高于重稀土含量，轻重稀土分馏明显，LREE/HREE平均值为13.66，(La/Yb)N为17.08～20.38，呈现轻微的负铕异常(δEu=0.79～0.85)(图7c)。流纹岩以低Ba、Sr和高Rb/Sr比值为特征，富集大离子亲石元素(LILEs，如Rb、Th、U)，K、Zr、Hf含量相对富集，亏损高场强元素(HFSEs，如Nb、Ta)和Sr，强烈亏损P、Ti(图7d)。

4 讨论

4.1 华北板块北缘东段古亚洲洋构造域三叠纪岩浆作用

前人1:20万开原市幅将辽北这一套变质作用比较强烈的杂岩置于新元古代西保安岩组(辽宁省地质矿产局,1978(1)辽宁省地质矿产局.1978. 1:20万开原市幅区域地质调查报告)，2013年辽东-辽北综合研究项目根据变质火山岩测年结果(中国地质调查局沈阳地质调查中心，2015(2)中国地质调查局沈阳地质调查中心.2015. 辽吉东部关键地区区域地质调查)，将这一套杂岩归并入二叠纪佟家屯岩组，形成时代为291～267Ma。近些年随着开原东部-辽源南部连续1:5万区域地质调查工作开展，从杂岩中解体出很多三叠纪岩浆岩(刘锦等，2016；Guanetal., 2019，2022)，所以这些杂岩体物质成分复杂。本次工作从开原杂岩中识别出的三期三叠纪岩浆活动记录，早三叠世变形辉长岩形成时代为246Ma，中三叠世强变形辉长岩及流纹岩形成时代为241Ma，晚三叠世弱变形辉长岩形成时代为226Ma。

受古亚洲洋闭合作用的影响，华北板块北缘东段三叠纪岩浆活动频繁，西起库伦旗到法库，铁岭-辽源-长春-吉林，东到延边，沿着华北板块北缘近东西向分布(图1b)。前人研究认为，约210Ma过后华北板块北缘东段处于伸展垮塌阶段，岩石圈减薄作用已经开始，岩浆活动已与古亚洲洋构造域的演化无关(Xuetal., 2009)。结合本次工作及前人已发表数据，与古亚洲洋演化相关的三叠纪岩浆活动从252Ma持续到215Ma(表4)。综合上述岩浆事件的存在，我们可以建立起本区三叠纪岩浆活动年代学格架，根据岩石组合特征可详细的划分为5期：252～246Ma、246～242Ma、242～240Ma、240～230Ma和230～215Ma(图8)。

表4 华北板块北缘东段三叠纪岩浆岩地质年代学数据汇总Table 4 Summary of geochronological data for Triassic igneous rocks in the eastern segment of the northern margin of NCC

续表4Continued Table 4

续表4Continued Table 4

第一期(252～246Ma)岩浆活动频繁，广泛发育于华北板块北缘，岩石类型复杂，从酸性-基性岩石均发育，酸性岩包括花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、碱长花岗岩、流纹岩、石英闪长岩、石英二长岩(Zhangetal., 2004, 2010；孙德有等，2004；张艳斌等，2004；陈跃军等，2006；付长亮等，2010；Wuetal., 2011；Caoetal., 2013；曹花花，2013；Wangetal., 2015；关庆彬等，2016；刘锦等，2016；王子进，2016； Yangetal., 2017；Guetal., 2018；时溢，2020；时溢等，2020；Jingetal., 2022)，中性岩分布较少，少量出露于法库地区、色洛河地区及开原地区，岩石类型为(高镁)闪长岩、高镁安山岩(Miaoetal., 2005；李承东等，2007；Wuetal., 2011；Yuanetal., 2016；Jingetal., 2022；Shietal., 2022a)，基性岩分布范围相对较多，沿华北板块北缘近东西向均有分布，岩石类型包括辉长闪长岩、辉长岩、角闪辉长岩、斜长角闪岩(Zhangetal., 2010；Wangetal., 2014；王子进，2016；Jingetal., 2022；本文)。第二期(246～242Ma)岩浆活动岩石类型单一，主要为酸性岩浆活动，岩石类型包括二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩(张艳斌等，2004；Wuetal., 2011；王子进，2016；关庆彬等，2016；Wangetal., 2016；Yangetal., 2017；Liuetal., 2020；时溢，2020；张超等，2021；Shietal., 2022a)。第三期(242～240Ma)岩浆活动跨度时间很短，但出露岩浆活动比较多，在法库地区表现为 “双峰式”岩浆活动，包括二长花岗岩、花岗闪长岩、流纹岩、辉长岩(Zhangetal., 2009；Wuetal., 2011；时溢，2020；张超等，2021；本文)；在珲春地区发育岩石类型为高镁闪长岩(付长亮等，2010)。第四期(240～230Ma)岩浆活动跨度时间相对较长，持续约10Myr，岩浆活动很少，仅零星出露酸性岩浆活动，岩石类型为分布于开原地区的花岗闪长岩(刘锦等，2016；关庆彬，2018)和珲春地区花岗闪长岩(杨东光，2018)。第五期(230～215Ma)岩浆活动强烈且连续，岩石类型复杂多样，酸性岩包括正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩，连续分布于辽北阜新-法库-开原到吉林中部地区(Miaoetal., 2005；孙德有等，2005；Wuetal., 2011；Zhangetal., 2012；Liuetal., 2020；时溢，2020；Shietal., 2022a)；中性岩为零星出露于阜新北部及吉林东南部青岭子地区的碱性杂岩，岩石类型主要为正长岩(Wuetal., 2011；Zhangetal., 2012)；基性岩分布范围较广，且与酸性岩时代相对应，岩石类型包括分布于开原冰峪村辉长岩(本文)、开原树德屯辉长岩(刘锦等，2016)、桦甸红旗岭镁铁-超镁铁质侵入岩、漂河川辉长岩、辉石岩及浅色辉长岩(Wuetal., 2011)、开原八棵树方辉橄榄岩(曹花花，2013)和珲春小盘岭辉长岩(杨东光，2018)。

4.2 三叠纪岩浆岩成因及形成构造背景

本次研究开原地区三叠纪岩浆岩在空间上相距不远，那么它们是否是为同源岩浆？不相容元素的比值在部分熔融和分离结晶过程中不发生分馏，可以在很大程度上反映源区物质成分的特点。例如，因Nb、Ta价态、离子半径相同/相似，故同源火成岩中比值也相似；因Zr、Hf的价态、离子半径、分配系数，在各矿物中相近，故同源岩石中有相似比值和变化趋势。三期辉长岩以及中三叠世流纹岩Nb/Ta、Nb/La、Ta/Th、Ce/Pb、La/Pb、Nb/U、Zr/Nb、 Zr/Hf比值均显示不同(表3)，说明它们来自不同的岩浆源。

4.2.1 辉长岩源区特征及成因

开原地区早-中三叠世辉长岩遭到了低-中低级变质作用改造，后期经历了帘石化、绿泥石化、角闪岩化等蚀变。晚三叠世辉长岩也遭受了后期的绢云母化、绿泥石化和粘土化等蚀变作用。在后期改造过程中，强活动元素因条件改变会发生迁移，而稀土元素与高场强元素相对稳定(Rolliso，1993；Kerrichetal., 1999)。最不活泼元素Zr与各主量元素、稀土元素、微量元素的相关性可以判断岩石经过后期改造作用的程度(Polat and Hofmann，2003；刘平华等，2012)。在双变量图解中，可以看出三叠纪三期辉长岩的主量元素K2O、Na2O、Al2O3，大离子亲石元素Rb、Sr、Ba等活泼元素随着Zr元素的变化未出现规律性的变化，相关性不强(图9a-f)，表明这些元素可能已经在变质作用过程中发生了迁移，所以这些强活动性的元素不宜用来讨论岩浆系列和岩石成因。三期辉长岩的La、Sm、Th、Gd、Nd、Ta、Th等元素与Zr具有很好的相关性(图9g-l)，说明这些元素在变质过程中无明显的迁移变化，基本保持稳定，代表辉长岩原岩的元素含量和特征，所以可以用这些元素来恢复和探讨变质辉长岩的岩浆系列、岩石成因和源区性质。

通常，基性岩起源于岩石圈地幔或者软流圈地幔源区(Sklyarovetal.，2003)。三叠纪三期辉长岩样品均表现为富集轻稀土元素(LREE)和大离子亲石元素(LILEs)，亏损重稀土元素(HREE)和高场强元素(HFSEs)(如Nb、Ta、Ti、Zr 等)的特征，未出现Eu的负异常或表现为Eu的正异常(三期辉长岩δEu平均值分别为1.00、1.33、1.02)，而下地壳镁铁质麻粒岩部分熔融则形成Eu负异常，暗示辉长岩的地幔源区特征。三期辉长岩稀土元素、微量元素配分模式与N-MORB、E-MORB均不同，而与OIB相类似(图7a，b)，暗示其来自于岩石圈地幔而非软流圈地幔。在Nb/Th-Zr/Nb 图解上，早三叠世辉长岩处于富集地幔(EN)附近(图10a)，说明其源区为富集地幔；中、晚三叠世辉长岩样品主要落在原始地幔(PM)与富集地幔(EN)之间(图10a)，说明这两期辉长岩源区为过渡型地幔。

由于具有相似分配系数的微量元素在部分熔融或分离结晶过程中很难发生变化，通常用它们来反映岩浆源区母岩浆的性质。三叠纪三期辉长岩显示相似的轻稀土元素相对富集，重稀土元素比较平坦的分配模式，LREE/HREE比值高，低Yb含量，表明源区有石榴石残留。在La/Yb-Yb图解上，三期辉长岩样品均处于石榴石尖晶石二辉橄榄岩熔融曲线附近(图10b)，说明岩浆源区有石榴石与尖晶石的残留；早三叠世辉长岩源区石榴石与尖晶石比处于70:30～50:50之间；中晚三叠世两期辉长岩源区石榴石与尖晶石比为50:50(图10b)。与尖晶石二辉橄榄岩的部分熔融情况不同，当不同比例的单斜辉石和石榴石部分熔融过程中，La/Sm和Sm/Yb展现出不同的性质，Sm/Yb不随La/Sm降低而变化(Aldanmazetal., 2000)。在(La/Sm)N-(La/Sm)N图解上显示，三期辉长岩辉长岩均为石榴石尖晶石二辉橄榄岩以单斜辉石与石榴石6:1～5:2的比例发生部分熔融(图10c；Jourdanetal., 2007)形成产物，只是部分熔融程度不同，早三叠世辉长岩源区部分熔融程度为1%左右，中三叠世辉长岩源区部分熔融程度为1%～2%，晚三叠世辉长岩源区部分熔融程度为3%～4%(图10c)。晚三叠世辉长岩具有显著Sr的正异常(图7b)，说明源区没有斜长石的残留。

三叠纪三期辉长岩具有相似的明显的富集LREEs 和大离子亲石元素LILEs(Rb、Ba、K)，亏损Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P 等高场强元素的特征，在La/Nb-Nb/Th图解上(图10d)，辉长岩样品均远离洋岛玄武岩和洋中脊玄武岩，处于岛弧火成岩范围内，与岛弧玄武岩类似，这可能与俯冲流体的带入或者与岛弧组分的参与有关(Sun and Nesbitt，1978)。早三叠世辉长岩相容元素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)含量远远低于正常洋中脊玄武岩(N-MORB)，与中国东部大陆地壳含量相近，表明其源区发生了交代作用。那么交代作用是由熔体还是流体产生的？板片俯冲对地幔楔的改造主要来自洋壳和沉积物的流体或熔体与地幔橄榄岩的相互作用。当熔体与地幔橄榄岩相互作用时，岩浆一般具有高的Na2O、P2O5和TiO2含量和具Nb、Ta、Ti 正异常的特征(Sajonaetal., 2000)，或较低的Ce/Th 比值(≈8)及Ba/Th 比值(≈111)并呈现明显的Ce 负异常(Plank and Langmuir，1998)。早三叠世辉长岩具较低的P2O5、TiO2，明显的Nb、Ta、Ti 负异常，相对高的Ce/Th 比值(平均值=28.6)，几乎没有Ce的负异常，这些特征暗示基本可以排除板片以及俯冲洋壳上的沉积物熔体与地幔橄榄岩的作用(Plank and Langmuir，1998；Sajonaetal., 2000)。所以早三叠世辉长岩源区发生了流体与岩石圈地幔交代作用，造成LREE 富集和高场强元素亏损，这与Th/Yb-Ba/La以及Th/Zr-Nb/Zr图解上显示的趋势一致(图10e，f)。中三叠世辉长岩具有高的TiO2含量，未显示Ti的负异常，相对明显的Ce负异常(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岩(N-MORB)，这些特征显示其源区受到熔体交代(Plank and Langmuir，1998；Sajonaetal., 2000)，与Th/Zr-Nb/Zr图解显示相似趋势(图10f)；但其Na2O和P2O5含量， Nb、Ta负异常，较高Ce/Th 比值(平均值=21.33)及Ba/Th(平均值=371.73) 比值等特征显示其与熔体交代无关(Plank and Langmuir，1998；Sajonaetal., 2000)，在Th/Yb-Ba/La图解上显示为流体交代趋势(图10e)，所以中三叠世辉长岩源区可能是经过了流体与熔体的双重交代作用。晚三叠世辉长岩TiO2含量中等，未显示Ti的负异常， 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)含量与正常洋中脊玄武岩(N-MORB)相近，Na2O和P2O5含量，Nb、Ta负异常，Ce负异常(δCe平均值=0.95)不明显以及较高的Ce/Th 比值(平均值=34.38)及Ba/Th(平均值=355.1)比值等特征显示与中三叠世辉长岩一样(Plank and Langmuir，1998；Sajonaetal., 2000)，源区可能经过了流体与熔体的双重交代作用(图10e，f)。

通常，幔源岩浆在上升侵位过程中可能会发生地壳物质的同化混染作用。三叠纪三期辉长岩主量元素特征显示高钾、高碱((K2O + Na2O)平均含量分别为7.19%、4.98%、5.40%)(图6c)、低MgO(MgO平均含量分别为4.17%、6.05%、6.35%)、低Mg#(Mg#平均值分别为32.25、33.60、41.63)，富集大离子亲石元素(Rb、Ba、K等)，相对亏损高场强元素(Nb、Ta、Zr等)，这些特点说明辉长岩可能是遭受了地壳物质的混染(吴福元等，2007)。在微量元素比值上，可以看出三叠纪三期辉长岩样品的Nb/Ta比值 (平均值分别为14.23、15.01、16.29)，Zr/Hf比值(平均值分别为35.76、31.40、31.88)，Nb/U比值(平均值分别为12.55、26.80、17.18)均与中国东部大陆地壳平均值相近(Nb/Ta=15.38、Zr/Hf=35.56、Nb/U=12.1;迟清华和鄢明才，2007)，低于洋中脊玄武岩和原始地幔比值(Nb/Ta=17.7、Zr/Hf=36.1、Nb/U=47; Sun and McDonough，1989)，也说明辉长岩岩浆受到地壳混染的影响。通常用La/Sm 比值指示地壳物质的混染程度(张永明等，2019)，三叠纪三期辉长岩的La/Sm 平均值分别为5.71、4.03、3.18，也指示了岩浆在上升过程中有陆壳物质的加入，地壳混染强度早三叠世辉长岩最大，中三叠世辉长岩其次，晚三叠世辉长岩最弱。

综上，早三叠世辉长岩起源于受流体改造的富集型岩石圈地幔，由石榴石尖晶石二辉橄榄岩1%部分熔融形成；中三叠世辉长岩起源于受流体和熔体双重改造的过渡型岩石圈地幔，由石榴石尖晶石二辉橄榄岩1%～2%部分熔融形成；晚三叠世辉长岩起源于受流体和熔体双重改造的过渡型岩石圈地幔，由石榴石尖晶石二辉橄榄岩3%～4%部分熔融形成。三期辉长岩岩浆在上升就位过程中，受到地壳物质的混染，有陆壳物质加入。

4.2.2 中三叠世流纹岩源区特征及成因

中三叠世流纹岩具有高碱((Na2O+K2O)=8.65%～9.39%)，轻重稀土分馏明显((La/Yb)N=17.08～20.38)，低Ba，亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti(图7c)特征，类似A型花岗岩(张旗等，2012)，与10000Ga/Al-Na2O+K2O图解显示结果一致(图11a)。但流纹岩Na2O/K2O较低(平均值=0.57)，稀土元素未出现明显的负铕异常(δEu=0.79～0.85)及“燕式”模式，10000Ga/Al比值为2.32～2.56，全部小于2.6，这些特征显示其不属于A型花岗岩。在10000Ga/Al对Zr、Nb、Ce、Y图解上，样品均处于I&S型花岗岩范围内(图11b-e)。本期流纹岩具有富Al2O3特征，铝饱和指数ACNK为1.02～1.18，在ACNK-ANK图解上落在了过铝质区域内(图6b)，具有S型花岗岩特征。一般S型花岗岩由地壳沉积岩部分熔融形成而具有比较低Zr含量，本期流纹岩具有较高Zr含量(254×10-6～262×10-6)，在Zr-TiO2图解上样品处于I型花岗岩范围内(图11f)，所以综合认为本期流纹岩为I型花岗岩。

Sr对于石榴石和辉石是强不相容元素，而HREE和Y对于石榴石是强相容元素，因此与石榴石平衡的花岗岩富Sr，相应的Sr/Yb和Sr/Y比值高，形成于高压环境，相反则形成于低压环境(Defant and Drummond, 1990；Rappetal., 2003；Martinetal., 2005)。Hollocher and Robinson(2002)的模拟计算也表明，低Sr花岗岩的源区无石榴石出现，形成在相对低的压力下(<1.0GPa)；相反，高Sr花岗岩形成的压力大约在1.2～2.2GPa，有接近10%的石榴石出现(Hollocher and Robinson，2002)。张旗等对中酸性火山岩和侵入岩进行总结，根据Sr、Yb的特点按照Sr=400×10-6和Yb=2×10-6为标志将花岗岩分为了四类花岗岩：高Sr低Yb的埃达克岩(Sr>400×10-6，Yb<2×10-6)、低Sr低Yb的喜马拉雅型花岗岩(Sr<400×10-6，Yb<2×10-6)、低Sr高Yb的浙闽型花岗岩(Sr<400×10-6，Yb>2×10-6)、高Sr高Yb类(Sr>400×10-6，Yb>2×10-6)，并且从低Sr高Yb区中还分出非常低Sr高Yb的南岭型花岗岩一类(张旗等，2005，2006，2008a，b)。根据Sr、Yb含量，本文中的流纹岩属于低Sr低Yb类型(Sr平均值193×10-6，Yb平均值1.64×10-6)，所以源区没有石榴石出现，低CaO、Fe2O3、MgO含量，富Al，低Sr低Yb、明显亏损HREE、Nb、Ta和Ti，Ba、Sr、Eu的负异常特征表明源区残留相有斜长石。

张旗等(2008a)认为从非常低Sr高Yb型→低Sr高Yb型→低Sr低Yb型→高Sr低Yb型花岗岩，其源区深度是增加的(张旗等，2006，2008a)。研究表明，具有高Sr低Yb地球化学特征的中酸性岩浆可能与榴辉岩(及含石榴石的变质岩)处于平衡，形成深度较深(>40km)；而具有低Sr高Yb特征的岛弧安山岩-英安岩-流纹岩则与斜长角闪岩处于平衡，形成在较浅的深度(Defant and Drummond，1990；Defantetal., 2002；Rappetal., 2002；Kay and Kay，2002)。当玄武岩熔融残留相为斜长石+角闪石±斜方辉石±钛铁矿时，玄武岩熔融的温度压力条件为P<0.8GPa，T=650～800°C(葛小月等，2002)，所以推测低Sr高Yb中酸性岩浆是正常地壳厚度下形成(30km左右)。所以本文低Sr低Yb类型流纹岩源区深度为30～40km之间。

4.2.3 三叠纪岩浆岩形成构造背景

形成于不同构造环境下的玄武岩具有不同TiO2含量。一般岛弧玄武岩含量最低，为0.98%；洋脊拉斑玄武岩为1.5%，洋岛拉斑玄武岩为2.63%(Wilson，1989)；板内玄武岩具有较高的TiO2含量，为2.23%～2.9%(Pearce，1982)。在微量元素丰度方面，一般板内碱性玄武岩的Nb、Ta含量相对较高，分别为13×10-6～84×10-6、0.73×10-6～5.9×10-6，而岛弧玄武岩的Nb、Ta含量很低，分别为1.7×10-6～2.7×10-6、0.1×10-6～0.18×10-6(Pearce，1982)。根据Condie(1989)对不同环境下玄武质类岩石的元素比值研究认为，一般板内玄武岩和洋中脊玄武岩相对富集TiO2及高场强元素等，元素比值具有如下特点：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，则类似活动大陆边缘岛弧玄武岩。从元素比值特征(表3)及La/Nb-Nb/Th图解上看(图10d)，三叠纪三期辉长岩具有岛弧火成岩特征(图10d)。

早三叠世辉长岩Nb、Ta含量(平均值分别为8.02×10-6和0.58×10-6)高于岛弧玄武岩，可能为板内玄武岩。但具有类似岛弧玄武岩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，这些比值特征均显示为岛弧玄武岩(Pearce，1982；Condie，1989)，从构造判别图解也可以看出，早三叠世辉长岩形成于活动大陆边缘弧环境(图12a，b)。前人研究认为，长春-延吉缝合带在晚二叠世-早三叠世完成闭合(孙德有等，2004；李承东等，2007；曹花花，2013；刘锦等，2016；Shietal., 2022a)，俯冲板片断离导致本区在早三叠世后期处于伸展环境，而形成大量火成岩(Miaoetal., 2005；Caoetal., 2013；Yuanetal., 2016；Guetal., 2018；Liuetal., 2020；Jingetal., 2022)。所以开原地区早三叠世辉长岩形成于板片断离导致的伸展环境。

中、晚三叠世辉长岩具有较高的TiO2(平均值分别为2.12%、1.62%)含量、Ti/Y (分别为566～613、395～557)、Ti/V (分别为41～43、50～55)及Nb、Ta含量(平均值分别为9.43×10-6、0.63×10-6和5.92×10-6、0. 37×10-6)，可能为板内玄武岩。但其Nb/La(分别为0.39～0.50、0.31～0.37)、Hf/Ta(分别为5.08～6.02、6.58～11.17)、La/Ta(分别为32.33～37.02、37.59～53.72)、Th/Ta(分别为2.70～3.90、2.92～4.16)、Zr/Y(分别为4.72～5.26、4.75～5.35)、Ta/Yb(分别为0.28～0.32、0.17～0.22)比值特征显示为岛弧玄武岩。在Hf/3-Th-Nb/16图解与Nb/Yb-Th/Yb图解上，中、晚三叠世辉长岩也显示为岛弧火山岩(图12a，b)。

中三叠世流纹岩富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损高场强元素，亏损Nb、Ti、P、Sr元素等特征，具有大陆造山带后碰撞演化阶段花岗岩特征，在(Yb+Ta)- Rb图上，流纹岩均落在了后碰撞火山岩区域(图12c)。后碰撞环境往往属于拉伸构造环境，是岩石圈去根作用的产物(邓晋福等，1996；Liégeoisetal.，1998)。由于拉伸构造而使压力降低，有利于岩石的熔融；同时地壳的拉张还可伴随深部软流圈地幔的上涌和幔源岩浆的底侵作用，从而使地壳进一步发生部分熔融，常形成大量中酸性火成岩(杨坤光和杨巍然，1997)，所以中三叠世流纹岩形成于伸展环境。前人根据长春-延吉缝合带上存在的晚三叠世“双峰式火山岩”、A型花岗岩等岩石组合，认为本区在中三叠世中期一直到晚三叠世中期(241～215Ma)处于伸展环境(Shietal., 2019b；Liuetal., 2020)。本次工作获得中三叠世辉长岩(241Ma)与流纹岩(241Ma)，构成了“双峰式火山岩”也暗示本区在241Ma、226Ma均处于伸展环境。

4.3 中亚造山带东段三叠纪构造-岩浆演化

本次工作在开原地区晚古生代构造混杂岩中新识别出三期三叠纪辉长岩及一期中三叠世流纹岩，结合前人资料，根据年代学及岩石组合特征，在前人划分演化基础上，重新将华北板块北缘东段三叠纪岩浆-构造演化划分为5个阶段，分述如下：

4.3.1 活动大陆边缘-同碰撞转换——古亚洲洋最终闭合(252～246Ma)

目前，有较多证据支持古亚洲洋晚二叠世-早三叠世最终闭合。石炭-二叠纪西拉木伦河断裂两侧建造类型、生物区系以及构造活动明显不同，古生物地理区系直到二叠纪晚期出现混生(黄本宏和丁秋红，1998；王惠和高荣宽，1999)。沿西拉木伦缝合带分布的蛇绿岩形成于时代为256～246Ma(Jianetal., 2010；Chuetal., 2013；Songetal., 2015；Shietal., 2022b)；硅质岩放射虫时代确定这些蛇绿岩混杂堆积时间为中-晚二叠世(王玉净，2001)。生物灭绝事件及古地磁证据均表明古亚洲洋闭合时间为晚二叠世末期(李朋武等，2006，2009)。

本区在早三叠世与晚二叠世末期构造背景一致，还处在古亚洲洋南向俯冲背景下，色洛河地区及开原地区形成高镁安山岩(252Ma、250Ma)(李承东等，2007；Yuanetal., 2016)；法库地区由俯冲洋壳部分熔融形成富Nb镁铁质“O”型埃达克岩及由俯冲板片部分熔融形成的花岗质岩石组合(Jingetal., 2022)；法库地区250Ma形成的蛇绿混杂岩(Shietal., 2022b)；俯冲物质的部分熔融形成的尖山子岩体(251Ma)(刘锦等，2016)，这些岩石组合暗示古亚洲洋板块此时仍在消减(李承东等，2007；Yuanetal., 2016)。华北板块北缘东段二叠纪末-早三叠世岩浆岩在岩石组合、矿物组成、高钾钙碱性为主地球化学特征、岩浆演化及同位素组成等方面均显示后碰撞/后造山岩浆作用的特征(张拴宏等，2010；邵济安等，2012；时溢等，2020；Liuetal., 2020)，岩浆活动显示为“双峰式”特征，大量的酸性岩浆岩与基性岩浆岩近东西向展布(付长亮等，2010；Wuetal., 2011；关庆彬等，2016；王子进，2016；Jingetal., 2022；Shietal., 2022a)，以及同时存在的A型花岗岩(孙德有等，2004，2005；Wuetal.,2011)，说明此时处于伸展拉张环境。前人研究认为本期后碰撞的伸展拉张作用是由俯冲板片断离环境导致的伸展环境(Chenetal., 2018；Shietal., 2019b；Jingetal., 2022)，本次工作在开原地区识别出的早三叠世辉长岩(246Ma)说明这期伸展环境一直到早三叠世末期。

此外，早三叠世部分地区存在的同碰撞类型花岗岩(248Ma)以及“C”型埃达克岩的闪长岩类(247Ma)(Wuetal., 2011；Shietal., 2022a；Jingetal., 2022)，说明此时华北板块与松嫩地块局部已开始发生陆陆碰撞拼贴，古亚洲洋逐渐闭合消失。

综上所述，华北板块北缘东段，晚二叠世末期-早三叠世在重力作用下，处于岩石圈地幔的俯冲板片发生了榴辉岩相变质而断离(图13a)，使得本区处于伸展环境，导致幔源岩浆的底侵作用和深部软流圈地幔物质上涌，加热下地壳，形成一条近东西向分布的蛇绿岩、“双峰式火山岩”、A型花岗岩及后碰撞花岗岩岩石组合。同碰撞花岗岩及“C”型埃达克岩暗示局部发生陆陆碰撞，洋盆逐渐消失。

4.3.2 持续挤压隆升造山(246～242Ma)

进入中三叠世以来，华北板块北缘东段岩浆作用仅为酸性岩浆活动，从年代学结果上看，岩浆活动连续(表4)，岩石类型包括尖山子地区的花岗闪长岩(Wuetal., 2011)，法库地区的石英二长岩(Shietal., 2022a)，百里坪-小四坪、开原地区的二长花岗岩(张艳斌等，2004；Liuetal., 2020)。这些岩石组合地球化学特征显高Sr、低Y、低、高(La/Yb)N、Sr正异常、低的Mg#值等特征，类似于“C”型埃达克岩特征，由加厚下地壳部分熔融形成(Liuetal., 2020；Shietal., 2022a)。张旗等(2006)总结中国东部“C”型埃达克岩具有高Sr低Y性质，因为源区残留相有石榴石出现，暗示形成于高压环境，形成深度至少大于40km(张旗等，2006)，说明形成于地壳加厚的造山过程。出露于法库地区的磨拉石建造，也说明早三叠世之后本区开始大面积的隆升造山(Shietal., 2022b)。开原地区形成于残余海盆的碳酸盐岩此时发生变质作用(245Ma)，表明此时为隆升造山阶段(Liuetal., 2017b)。

所以，本期发育的“C”型埃达克岩、磨拉石及变质作用，表明此时华北板块北缘处于挤压造山阶段，地壳厚度已经超过40km(图13b)。

4.3.3 残余俯冲洋壳脱落导致的伸展(242～240Ma)

经过246～242Ma的持续隆升造山，地壳厚度逐渐增大。本文开原地区低Sr低Yb型流纹岩(241Ma)源区深度为40km。同时，存在于法库邦牛堡花岗闪长岩是由加厚下地壳部分熔融形成埃达克岩，具有高Sr低Yb特征，源区深度>40km(时溢，2020)。以上均说明此时地壳已经加厚。

本次工作在开原地区识别出的中三叠世流纹岩(241Ma)具有后碰撞花岗岩特征，暗示此时本区处于伸展环境(图11d)。开原地区中三叠世辉长岩(241Ma)与流纹岩(241Ma)组合，在法库地区的辉长岩(241Ma)与花岗闪长岩(241Ma)组合(时溢，2020；Zhangetal., 2009)，昌图松树乡出现的高钾钙碱性辉长岩(240Ma)和A型花岗岩(240Ma)组合(数据待刊)均构成了“双峰式”岩石组合，也表明本区此时为拉张环境。

珲春高镁闪长岩与赞岐岩有相似的岩浆过程，即形成于消减带之上的地幔楔环境，由地幔橄榄岩与消减洋壳板片部分熔融产生的富Si质熔体平衡反应形成(付长亮等，2010)。法库邦牛堡具有“O”型埃达克岩特征的花岗闪长岩具有与幔源岩浆相近的高Zr/Hf比值，表明了岩浆中有幔源组分的贡献，说明其岩浆源区有地幔物质混入(时溢，2020)。本期辉长岩起源于过渡型岩石圈地幔，由石榴石尖晶石二辉橄榄岩1%～2%部分熔融形成(Zhangetal., 2009；本文)。这些特征均说明本期大部分岩浆活动均有地幔物质参与，可能是与岩石圈底部残余洋壳的脱落有关。

综上，经过242～240Ma，在南北挤压背景下，本区地壳逐渐增厚。在重力作用下，残存于岩石圈底部的俯冲洋壳脱落，掉入软流圈，压力的释放，使得本区处于伸展拉张环境。深部软流圈物质上涌，或侵位形成辉长岩，或促使下地壳(>40km)发生部分熔融形成带有地幔物质混入的花岗闪长岩岩浆房，或在稍浅部位(30～40km)形成流纹岩(二长花岗岩)岩浆房(图13c)。由于残存洋壳较少，仅发生了短暂的伸展。

4.3.4 持续挤压、快速隆升、地壳增厚(240～230Ma)

部分学者认为240Ma之后本区进入造山后的伸展背景，一直持续到215Ma(Shietal., 2019b；Liuetal., 2020)；也有学者认为挤压造山持续到224Ma，然后才进入伸展阶段(刘锦等，2016)。一般认为，在伸展拉张背景下，由于压力降低、流体加入，岩浆通道多，岩浆活动剧烈。而在造山作用过程中，在挤压作用下，地壳加厚，岩浆通道相对少，不易形成侵位，故岩浆活动稀少。本次统计华北板块北缘东段的岩浆活动，将240～230Ma单独划分出来，从统计表上可以看出(表4)，相对于其它几期岩浆活动，本期时间跨度相对较大，但岩浆作用很少，说明此时可能处于挤压环境。开原地区花岗闪长岩形成于地壳加厚环境(刘锦等，2016；关庆彬，2018)，也说明此时还处于挤压造山阶段。岩浆活动明显少于246～242Ma的隆升造山阶段，说明此时地壳厚度很大。发育于长春东南中生代双阳盆地、珲春-东宁火山盆地的大酱缸组下部粗陆屑(砾岩、砂岩)、抚松县中生代白水滩盆地白水滩组下部粗陆屑(砾岩、砂岩)均为晚三叠世磨拉石建造，形成于242～217Ma之间，也说明此时华北板块北缘处于隆升造山阶段(辛玉莲等，2011)。

所以，在两大板块碰撞拼贴的背景下，经过242～240Ma短暂的伸展后，造山作用还在持续(曹花花，2013；Shietal., 2019b)，挤压作用一直持续到230Ma(图13d)。

4.3.5 造山后的伸展(230～215Ma)

Zhou and Wilde(2013)对东北地区晚二叠世-三叠纪沉积岩中的碎屑锆石研究认为华北板块北缘造山后的伸展环境发生在晚三叠世中期(Zhou and Wilde, 2013)。刘志宏等(2016)根据呼兰岩群发生的变质作用(220Ma)，同样得出本区碰撞造山后伸展作用发生在晚三叠世中期的结论。法库地区出现的230Ma的A型花岗岩，说明此时本区处于伸展的构造背景下(Shietal., 2022a)。本期岩浆活动频繁，从岩石组合来看，本期岩性主要为酸性花岗岩类(Miaoetal., 2005；孙德有等，2005；Wuetal., 2011；Zhangetal., 2012；Liuetal., 2020；时溢，2020； Shietal., 2022a)与辉长岩类(Wuetal., 2011；曹花花，2013；刘锦等，2016；本文)，构成了“双峰式”火成岩。除此之外，晚三叠世碱性杂岩带沿华北板块北缘呈带状近东西向分布，侵位时间处于233～216Ma(韩宝福等，2004；吴福元等，2005，2008；任荣等，2009；刘锦等，2016)。该碱性岩带向西经过赤峰可延伸到阿拉善东部地区(张拴宏等，2010；Chenetal., 2018)，向东可以延伸到朝鲜境内，侵位时代与华北板块北缘非常相似(Wuetal., 2011)。这些呈带状近东西向分布于华北板块北缘类似于造山后拉张环境的岩石组合，说明本期处于两大板块碰撞造山后的伸展拉张的构造背景(孙德有等，2005；Wuetal., 2011；Zhangetal., 2012；刘锦等，2016；Chenetal., 2018；Shietal., 2019b)。

5 结论

(1)在开原晚古生代混杂岩中识别出3处辉长岩和1处流纹岩，锆石U-Pb测年结果显示3处辉长岩的形成时代分别为246±2Ma、241±2Ma、226±3Ma，1处流纹岩的年龄为241±2Ma。综合前人发表数据，建立起本区三叠纪岩浆活动格架，根据岩石组合特征可将华北板块北缘东段三叠纪岩浆活动划分为5期：252～246Ma、246～242Ma、242～240Ma、240～230Ma和230～215Ma。

(2)三叠纪辉长岩岩浆在上升就位过程中均受到地壳物质的混染。早三叠世辉长岩起源于受流体改造的富集型岩石圈地幔，由石榴石尖晶石二辉橄榄岩1%部分熔融形成，形成于板片断离导致的伸展环境。中三叠世辉长岩(241Ma)起源于受流体和熔体双重改造的过渡型岩石圈地幔，由石榴石尖晶石二辉橄榄岩1%～2%部分熔融形成；中三叠世流纹岩(241Ma)富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损高场强元素，亏损Nb、Ti、P、Sr元素等特征，属于后碰撞I型花岗岩，其低Sr低Yb特征暗示其源区深度为30～40km之间；二者构成“双峰式”火成岩，暗示此时处于伸展构造背景。晚三叠世辉长岩起源于受流体和熔体双重改造的过渡型岩石圈地幔，由石榴石尖晶石二辉橄榄岩3%～4%部分熔融形成，形成于拉张背景。

(3)综合本次工作获得数据及前人研究成果，构建中亚造山带东段三叠纪构造-岩浆演化过程：252～246Ma，活动大陆变换向同碰撞转换，古亚洲洋完成最终闭合，发育岛弧岩浆岩，蛇绿岩及“O”型埃达克岩；246～242Ma，持续挤压隆升造山，仅形成具有“C”型埃达克岩性质的酸性岩浆岩；242～240Ma，残余俯冲洋壳脱落导致的伸展，促使“双峰式”岩浆岩及高镁闪长岩侵位；240～230Ma，持续挤压隆升造山，地壳厚度增加，岩浆活动稀少；230～215Ma，造山后的伸展拉张环境，形成带状分布的“双峰式”岩浆岩、A型花岗岩以及碱性杂岩。

谨以此文庆祝“沈阳地质调查中心”成立60周年。

致谢样品分析得到自然资源部东北矿产资源监督检测中心、吉林大学东北亚矿产资源评价自然资源部重点实验室的大力支持；两位审稿专家也提出了许多修改建议，使本文质量得到了很大提升；在此一并表示衷心的感谢。