华北板块北缘东段古洋盆的消亡过程：来自辽北地区中-基性岩浆岩的启示*

时溢 石绍山 陈旭 桓凤明

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. 吉林省区域地质矿产调查所，长春 130022 4. 辽宁省冶金地质勘查研究院有限责任公司, 鞍山 114000

中亚造山带是近年来基础地质学领域研究的热点之一，被认为是构造岩浆活动最复杂、发展历史最长的一条巨型增生型造山带(图1a; Windleyetal., 2007; 许文良等, 2019; 李仰春等, 2013; Xuetal., 2013, 2015; Maetal., 2021)，是显生宙期间形成的世界上最大的年轻地壳(Xiaoetal., 2003; Windleyetal., 2007; Wilhemetal., 2012; Liuetal., 2017; Shietal., 2019a, b)。大地构造位置上，中国东北地区位于中亚造山带东段，传统上称之为“兴蒙造山带”，夹持于西伯利亚板块及华北板块之间，其内部夹杂着不同性质、不同时代的微地块、增生杂岩体、岩浆弧及代表缝合带的蛇绿(混杂)岩、蓝片岩残片等(图1a)(徐备等, 2014; Xiaoetal., 2015; Fengetal., 2019)，这与古亚洲洋板块的俯冲消减作用密切相关(Windleyetal., 2007; Safonovaetal., 2011; Safonova and Santosh, 2014)。该区具有极其复杂的地质构造演化史(Wuetal., 2011)，因此成为地质学家们研究微地块群碰撞拼合、大陆增生改造及洋-陆转换的热点区域(Jianetal., 2008; 徐备等, 2014; Wilde, 2015; 陈井胜等, 2017; Liuetal., 2017, Fengetal., 2019; 刘永江等, 2019)。近年来，区域上越来越多的证据指示了代表着西伯利亚板块和华北板块之间的古亚洲洋最终沿索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带闭合(图1a; Wuetal., 2007, 2011; Jianetal., 2010; Sunetal., 2013; Xuetal., 2015; Zhangetal., 2015; 杨帆等, 2019; Liuetal., 2017, 2021)，这是一条延长1500km以上的缝合带，该缝合带可以细分为东段的长春-延吉缝合带和西段的索伦-西拉木伦河-林西缝合带(刘永江等, 2019)。相对于西段的精细研究，其东段的研究还十分薄弱，还有一些焦点问题存在争议，(1)闭合位置问题：徐备等(2014)认为索伦-西拉木伦河缝合带自西向东穿越图古日格-温都尔庙-正镶白旗-敖汉旗，然后由吉林中部向北漂移至延边；Liuetal. (2017, 2021)提出索伦-西拉木伦缝合带在松辽盆地之下的走向应为自西向东经过开鲁、通辽，然后向北错动从科尔沁左翼中旗、长春、磐石、桦甸至延吉一线。由于缺少蛇绿岩和地表露头，导致索伦-西拉木伦缝合带在松辽盆地下的延伸情况仍是未知。(2)闭合时间问题：古亚洲洋的闭合时间长期以来存在较大的分歧。主流观点有两种：一种观点认为古亚洲洋主要闭合于早古生代末期-晚古生代初期(Zhaoetal., 2013; Zhangetal., 2015; 邵济安等, 1994)，中二叠世以来，该区开始裂解形成若干条近东西向分布的初始裂谷，后期进一步演变为有限洋盆，因此发育多处晚古生代的(超)镁铁质岩，到晚二叠世-早三叠世之后，有限洋盆最终闭合(张晋瑞等, 2014; Songetal., 2015)。另一种观点认为晚古生代期间，华北板块与西伯利亚板块之间主要表现为古亚洲洋主洋盆及其分支洋盆的俯冲消亡，古亚洲洋于晚二叠世-早三叠世沿索伦-西拉木伦缝合带最终闭合(李益龙等, 2009; Caoetal., 2013; Liuetal., 2017, 2021; Shietal., 2022)。(3)构造环境问题：虽然兴蒙造山带被认为是典型的增生型造山带，然而在其内部广泛发育的蛇绿混杂岩、增生杂岩、钙碱性火山岩和花岗质岩体的时代等皆不支持其沿一个单一古大洋俯冲带不断增生造山的特点。结合东北地区目前已确定的蛇绿岩分布特征及微地块群基底属性特征，中亚造山带东段古亚洲洋的增生过程不仅与其主洋盆有关，还与其两侧的分支洋盆有密切关系(刘永江等, 2019)。如西部新元古代-寒武纪新林-喜桂图洋(也称之为新林洋或吉峰洋; Xuetal., 2015; Fengetal., 2016)、寒武纪-石炭纪嫩江洋(也称之为贺根山洋; 李英杰等, 2018)和东部的牡丹江洋(Dongetal., 2018)。而长春-延吉蛇绿混杂岩带所处构造环境如宽阔古大洋盆地(王东方等, 1990; 焦骥, 2020; Jiaoetal., 2020)、弧后有限洋盆(邵济安和唐克东, 1995)或者岛弧边缘盆地体系(徐公愉和方文昌, 1990)还有一些争议。这些争议的存在主要是由于华北板块北缘东段遭受了后期古太平洋构造域的叠加破坏改造以及中新生代沉积物覆盖的缘故，导致蛇绿混杂岩在该区空间上出露不连续造成的。

辽宁北部地区大地构造上位于华北板块北缘东段(图1a, b)，该区在晚古生代-早中生代时期经历了古洋盆的俯冲-消减闭合过程(张晓晖和翟明国, 2010; Jingetal., 2020)，构造过程复杂，岩浆活动强烈。近年来随着填图工作的进行和地质研究的不断深入，将原归属于“佟家屯岩组、磨盘山组、照北山岩组”等地层解体为多套地质体，从中识别出了多处晚古生代-早中生代中-基性火山岩及侵入岩(图1c)。中-基性岩浆岩是来自岩石圈深部的探针，是理解和认识壳-幔演化和地幔组成的重要窗口，是大洋板块演化的重要岩石学记录，其在洋-陆构造格局重建中具有重要意义。因此，本文以辽北地区晚古生代-早中生代中-基性火山岩及侵入岩为研究对象，利用岩石学、矿物学、同位素年代学和岩石地球化学特征探讨其形成时代、岩石成因及构造背景，为中亚造山带东段古洋盆的构造属性及形成演化机制、洋-陆构造格局重建及限制古缝合带空间位置等提供有效的约束。

1 区域地质背景及岩相学特征

研究区地处辽宁北部地区(图1b)，该区构造背景较为复杂，地处华北板块北缘东段，大地构造上属于中亚造山带东部，依兰-伊通断裂以西，位于松辽盆地东南缘(图1b)。古生代-早中生代该区经历了伸展、收缩、走滑三种动力学机制及韧性、韧脆性、脆性不同层次、不同时期的变形作用，以及相伴生的沉积作用、变质作用、岩浆侵入作用、火山作用等不同类型、多期次地质事件，形成了复杂多样的构造格局。中生代以来进入松辽盆地形成阶段，该区域被沉积岩、中基性-酸性火山岩所覆盖。研究区古生代-早中生代岩浆活动较为强烈，包括晚奥陶世、中-晚泥盆世、二叠纪及中-晚三叠世变质火山岩和志留纪、泥盆纪、二叠纪及三叠纪基性-中酸性侵入岩体(图1c)。

本次工作针对研究区内晚古生代-早中生代中-基性火山岩及侵入岩进行了详细的野外调查和岩相学研究，其主要分布于辽宁北部关家屯东、王家店北、老陵山、五龙山及红土砬子等地，部分中-基性火山岩及侵入岩呈透镜状构造岩块或岩片分布于强烈变形变质的基质之中(图1c)，岩块普遍发育一定程度的构造变形作用，构造优势方位以NE向为主，倾角在17°～43°之间。五龙山正长岩体主要分布于变闪长岩之中，二者呈条带状构造产出(图2d, e)，通过野外观察二者产状认为，五龙山变闪长岩应为早期岩浆事件的产物，而正长岩(PM303-8-TW1)更像是由于深熔作用后期析出的产物，具有花岗结构，表面呈浅肉红色，与变闪长岩共同参与了一期动力变质作用，岩体局部呈现半定向或弱片麻状构造，其主要矿物由碱性长石(～75%)、石英(～15%)及斜长石(～10%)组成(图2k)；五龙山变闪长岩(PM303-8-TW2)表面呈灰绿色(图2d, e)，变余闪长结构，片麻状构造，岩石由角闪石(35%)、碱性长石(35%)及斜长石(30%)组成，岩石绿泥石化、绿帘石化明显(图2j)；关家屯东变玄武岩(PM202-7-TW1)出露面积约1km2(图1c)，由于中三叠世浅色长英质脉体沿变玄武岩中的片麻理注入而呈条带状构造产出(图2a)，变玄武岩表面呈灰黑色，局部可见变余间粒结构，弱片麻状构造，岩石由绿帘石(40%)、斜长石(35%)、角闪石(15%)、黑云母(5%)及绿泥石(5%)组成。岩石主体蚀变、退变强烈，尤其绿帘石化强烈，但局部保留较好的斜长角闪岩组构及矿物组合，变质级别达到低角闪岩相(图2g)；王家店北变安山岩(PM109-4-TW1)主体呈透镜状构造岩片北东向分布于研究区西部地区(图1c)，出露面积约5km2，岩石表明呈灰色-灰绿色(图2b)，变余斑状结构，半定向构造，基质可见变余交织结构，变斑晶主要为斜长石(35%)，长轴略定向，基质主要由斜长石(35%)、绿泥石(35%)、绢云母(20%)及绿帘石(10%)组成(图2h)；老陵山变玄武安山岩(BGXWY-TW1)呈不规则状或透镜状岩块北北东向展布(图1c)，出露面积约1.5km2，变余斑状结构，基质变余交织结构，块状或弱片麻状构造(图2c)，变斑晶由斜长石(～5%)及辉石(～3%)组成，基质斜长石微晶流状定向，其间新生绿泥石呈长条片状，定向分布，基质发生强青磐岩化作用，绿帘石、方解石及石英集合体呈脉状或团块状交代原岩(图2i)；红土砬子辉长岩(PM302-18-TW1)呈岩脉后期侵入到晚二叠世花岗闪长岩之中，出露面积不足1km2(图1c)，岩石表面呈暗绿色，辉长结构，块状构造(图2f)，主要矿物由角闪石(20%)、辉石(25%)、斜长石(50%)及少量绢云母(5%)组成，岩石绿泥石化、绿帘石化明显(图2l)。

2 测试方法

野外采集新鲜的测年样品，送自然资源部东北矿产资源监督检测中心进行粉碎、淘洗和分离，然后进行挑选锆石的工作。锆石制靶和阴极发光、透射光、反射光图像的采集在长春市中能岩矿测试服务有限公司完成。

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年在在吉林大学东北亚矿产资源评价自然资源部重点实验室分析完成。具体实验测试过程参见Yuanetal. (2004)。测试和数据处理的主要流程及仪器主要技术参数为：①激光剥蚀系统为COMPEx Pro型193nm ArF准分子激光器，与激光器联用的是Agilent 7900型ICP-MS仪器；②实验采用He作为剥蚀物质的载气，仪器最佳化采用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610，采用91500标准锆石外部校正法进行锆石原位U-Pb分析；③采用直径为32μm、频率为7Hz的激光束斑进行样品分析；④用ICPMSDataCal软件计算同位素比值和207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U的年龄值；⑤采用Andersen (2002)的方法对结果进行普通铅校正；⑥采用Isoplot程序计算其年龄。

锆石Lu-Hf同位素分析在天津地质矿产研究所同位素实验室完成，主要使用了193nm激光剥蚀系统(New Wave)以及多接收器电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS，Neptune)。Lu-Hf同位素分析测试方法以及同位素分馏校正请参见参考文献(Wuetal., 2006; 耿建珍等, 2011)。

主量、微量元素分析均在自然资源部东北矿产资源监督检测中心分析完成，整个过程均在无污染设备中进行。主量元素分析采用X射线荧光光谱法(XRF)完成，精度为1%～5%；微量元素分析则采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)完成，精度优于10%。

3 年代学特征

本次共采集了6件岩浆岩测年样品PM202-7-TW1(关家屯东变玄武岩，N123°34′41″、E42°37′59″)、PM109-4-TW1(王家店北变安山岩，N123°16′22″、E42°33′19″)、BGXWY-TW1(老陵山变玄武安山岩，N123°15′30″、E42°33′15″)、PM303-8-TW2(五龙山变闪长岩，N123°19′5.5″、E42°19′51.5″)、PM303-8-TW1(五龙山正长岩，N123°19′6″、E42°19′52″)和PM302-18-TW1(红土砬子辉长岩，N123°29′15″、E42°28′15″)。这些样品锆石多为浅黄白色， Th/U比值范围为0.06～1.12，显示出典型的振荡环带(图3)，表明它们是典型的岩浆锆石(Hoskin and Ireland, 2000)。本次选择无色透明没有包裹体和裂隙的锆石进行U-Pb同位素分析，测年结果见表1。

样品PM202-7-TW1中锆石呈自形-半自形短柱状，大小约60～100μm，长宽比为1:1～1:1.2(图3a)，样品共进行了19个点的有效测试分析，其中17个锆石的206Pb/238U年龄值都落在谐和曲线上或附近，加权平均年龄为265.5±1.7Ma(MSWD=0.12)(图4a)，代表关家变屯玄武岩形成于中二叠世。样品PM109-4-TW1锆石大部分呈半自形柱状，大小约65～130μm，长宽比为1:1～1:2(图3b)，样品共进行了10个点的有效测试分析，这些锆石的206Pb/238U年龄值都落在谐和曲线上或附近，加权平均年龄为260.6±2.7Ma(MSWD=0.23)(图4b)，表明王家店变安山岩形成于中二叠世晚期。样品BGXWY-TW1锆石主要呈自形-半自形长柱状，大小约50～100μm，长宽比为1:1～1:2.3(图3c)，样品共进行了25个点的有效测试分析，加权平均年龄为251.5±2.1Ma(MSWD=0.15)(图4c)，说明老陵山变玄武安山岩的形成时代为晚二叠世-早三叠世。样品PM303-8-TW2锆石呈半自形短柱状，大小约110～180μm，长宽比为1:1～1:1.2(图3d)，样品共进行25个有效测试分析中的24个锆石206Pb/238U年龄落在谐和曲线上，加权平均年龄为251.4±1.6Ma(MSWD=0.26)(图4d)，代表了五龙山变闪长岩岩浆侵位时间为早三叠世早期。样品PM303-8-TW1锆石呈半自形短柱状，大小约90～130μm，长宽比为1:1～1:1.8(图3e)，样品测试分析的25个点中21个锆石的206Pb/238U年龄落在谐和曲线上，加权平均年龄为247±1.3Ma(MSWD=0.29)(图4e)，相当于中三叠世早期，代表了五龙山正长岩的结晶年龄。样品PM302-18-TW1锆石呈自形柱状，大小约110～150μm，长宽比为1:1.2～1:1.5(图3f)，样品共进行了25个点的有效测试分析，其中23个锆石的206Pb/238U年龄都落在谐和曲线上，加权平均年龄为245.4±1.4Ma(MSWD=0.26)(图4f)，代表了红土砬子辉长岩的岩浆侵位结晶时间(中三叠世早期)。

4 地球化学特征

表2中列出了本次测试样品的实测全岩主量元素和微量元素分析数据。然而，由于部分样品烧失量(LOI)较高，因此我们将所有28个样品去除烧失量后重新计算为100%后进行讨论。关家屯东变玄武岩的SiO2含量为46.45%～52.29%，Al2O3含量为18.62%～21.12%，FeOT含量为8.25%～9.62%，CaO含量为13.85%～15.91%，镁值(Mg#)相对较低(20.39～41.18)；TAS图解显示样品主要落在玄武岩范围内(图5b)，Nb/Y-Zr/TiO2图解显示样品主要分布在亚碱性玄武岩及安山岩-英安岩过渡区域(图5a)，SiO2-K2O图解显示样品主要落在拉斑系列中(图5c)。样品的稀土总量较低(∑REE=78.98×10-6～138.0×10-6)，LREE/HREE比值为5.59～6.89，(La/Yb)N值为4.25～5.62，显示轻稀土右倾型[(La/Sm)N=2.04～2.29]和重稀土相对平坦分配形式[(Gd/Yb)N=1.03～1.31](图6a)。 微量元素蛛网图显示样品相对富集大离子亲石元素Rb、K、Sr(LILEs)，并且亏损高场强元素Nb、Ta、Ti(HFSEs)(图6b)。

表2 研究区中二叠世-中三叠世中-基性岩浆岩的主量元素(wt%)、微量元素(×10-6)分析结果Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) elements for the Middle Permian-Middle Triassic intermediate-mafic magmatic rocks of the study area

续表2Continued Table 2

续表2Continued Table 2

王家店北变安山岩SiO2含量为62.58%～65.92%，Al2O3含量为14.92%～15.14%。FeOT含量为6.18～6.95%，Mg#相对较低(19.90～26.86)；Na2O+K2O含量为3.76%～5.10%，表现为钠碱系列(K2O/Na2O=0.20～0.43)。TAS图解显示样品主要落在安山岩-英安岩范围内(图5b)，Nb/Y-Zr/TiO2图解显示样品主要分布在安山岩/玄武岩范围内(图5a)，SiO2-K2O图解显示样品主要落在拉斑-钙碱性系列中(图5c)。样品的稀土总量较低(∑REE=87.13×10-6～104.2×10-6)，LREE/HREE比值为3.41～4.04，显示轻重稀土轻微右倾型分配形式[(La/Yb)N=2.41～3.01]。样品显示负Eu异常特征(Eu/Eu*=0.74～0.91)(图6a)，微量元素蛛网图显示样品相对富集大离子亲石元素Rb、K、Sr(LILEs)，亏损高场强元素Nb、Ta、Ti(HFSEs)(图6b)。

老陵山变玄武安山岩的SiO2含量为55.62%～60.53%，Al2O3含量为14.09%～16.15%。FeOT含量为7.49%～8.12%，MgO含量为5.17%～7.13%，Mg#相对较高(52.37～59.61)；TAS图解显示样品主要落在玄武安山岩-安山岩过渡范围内(图5b)，Nb/Y-Zr/TiO2图解显示样品主要分布在安山岩区域内(图5a)，SiO2-K2O图解显示样品主要落在拉斑系列中(图5c)。样品的稀土总量较低(∑REE=83.02×10-6～108.7×10-6)，LREE/HREE比值为4.66～5.47，(La/Yb)N值为3.61～4.84，显示轻稀土右倾型[(La/Sm)N=2.10～2.32]和重稀土相对平坦分配形式[(Gd/Yb)N=1.03～1.18](图6a)。微量元素蛛网图显示样品相对富集大离子亲石元素Rb、K、Sr(LILEs)，并且亏损高场强元素Nb、Ta、P、Ti(HFSEs)(图6b)。

五龙山变闪长岩SiO2含量为48.15%～52.49%，Al2O3含量为17.43%～18.24%，Na2O+K2O含量为9.03%～9.62%，里特曼指数>9，为过碱性岩石。FeOT含量为10.21%～12.02%，Mg#相对较低(20.67～23.52)；TAS图解显示样品主要落在似长石二长闪长岩范围内(图5b)，Nb/Y-Zr/TiO2图解显示样品主要分布在亚碱性玄武岩范围内(图5a)，SiO2-K2O图解显示样品主要落在钾玄岩系列中(图5c)。样品的稀土总量较高(∑REE=194.3×10-6～209.0×10-6)，LREE/HREE比值为6.10～7.36，(La/Yb)N值为4.84～7.13，显示轻稀土右倾型[(La/Sm)N=2.75～3.07]和重稀土相对平坦分配形式[(Gd/Yb)N=1.19～1.32]。Eu正异常较明显(Eu/Eu*=1.14～1.39；图6a)，表明源区无斜长石残留。微量元素蛛网图显示样品相对富集大离子亲石元素Ba、Rb、K、Sr(LILEs)，并亏损高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf(HFSEs)(图6)。

五龙山正长岩的SiO2含量为63.91%～69.81%，Na2O+K2O含量为11.54%～16.24%，表现为富钾系列(K2O/Na2O=1.87～3.14)，TAS图解显示样品主要落在正长岩范围内(图5b)。Al2O3含量为13.96%～17.35%，为过碱质岩石。样品的稀土总量极低(∑REE=15.13×10-6～78.58×10-6)，LREE/HREE比值为10.3～23.6，(La/Yb)N值为10.6～38.4，显示轻稀土右倾型[(La/Sm)N=4.32～9.57]和重稀土轻微右倾型分配形式[(Gd/Yb)N=1.12～1.47]。样品显示强烈的正Eu异常特征(Eu/Eu*=2.53～12.2；图6a)，表示源区几乎无斜长石残留。微量元素蛛网图显示样品相对富集Ba、Rb、K(LILEs)，并且亏损Th、Nb、P(HFSEs)(图6b)。

红土砬子辉长岩SiO2含量为38.28%～47.50%，Al2O3含量为17.52%～19.86%，Na2O+K2O含量为7.65%～10.01%。FeOT含量为11.00%～14.44%，Mg#相对较低(28.43～36.89)；TAS图解显示样品主要落在似长石辉长岩范围内(图5b)，Nb/Y-Zr/TiO2图解显示样品主要分布在亚碱性-碱性玄武岩过渡范围内(图5a)，SiO2-K2O图解显示样品主要落在钾玄岩系列中(图5c)。样品的稀土总量较高(∑REE=171.9×10-6～197.6×10-6)，LREE/HREE比值为9.54～10.5，(La/Yb)N值为9.4～11.4，显示轻稀土右倾型[(La/Sm)N=3.76～4.00]和重稀土相对平坦分配形式[(Gd/Yb)N=1.59～1.82](图6a)。微量元素蛛网图显示样品相对富集大离子亲石元素Ba、Rb、K(LILEs)，并亏损高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf(HFSEs)(图6b)。

5 Hf同位素特征

本文对测得锆石年龄的PM202-7-TW1、PM109-4-TW1、BGXWY-TW1、PM303-8-TW2、PM303-8-TW1和PM302-18-TW1进行了Lu-Hf同位素分析(表3)，所有分析结果得出fLu/Hf值在-0.99～-0.91之间，明显小于铁镁质地壳fLu/Hf值(-0.34，Amelinetal., 2000)和硅铝质地壳fLu/Hf值(-0.72，Vervoortetal., 1996)，故二阶段模式年龄更能反应其源区物质从亏损地幔被抽取的时间或其源区物质在地壳的平均存留年龄(刘春花等, 2014)。

表3 研究区中二叠世-中三叠世中-基性岩浆岩的锆石原位Hf同位素分析结果Table 3 Zircon in-situ Hf isotope data for the Middle Permian-Middle Triassic intermediate-mafic magmatic rocks of the study area

续表3Continued Table 3

样品PM202-7-TW1(关家屯变玄武岩)的10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282841～0.282931，εHf(t)值为+8.25～+11.41(图7a, b)，Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于452.2～577.4Ma和557.7～760.7Ma之间。样品PM109-4-TW1(王家店变安山岩)的10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282738～0.282960，εHf(t)值为+4.60～+12.43(图7a, b)，Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于409.2～726.9Ma和491.9～991.7Ma之间。样品BGXWY-TW1(老陵山变玄武安山岩)的10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282817～0.283020，εHf(t)值为+7.12～+14.36(图7a, b)， Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于322.2～608.9Ma和362.1～822.1Ma之间。样品PM303-8-TW2(五龙山变闪长岩)的10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282738～0.282789，εHf(t)值为+4.33～+6.03(图7a, b)，Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于659.5～735.6Ma和888.1～999.4Ma之间。样品PM303-8-TW1(五龙山正长岩)的10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282746～0.282824，εHf(t)值为+4.48～+7.30(图7a, b)，Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于607.8～714.3Ma和808.1～985.3Ma之间。样品PM302-18-TW1(红土砬子辉长岩)的10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282733～0.282803，εHf(t)值为+4.03～+6.54(图7a, b)，Hf同位素单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于632.5～725.9Ma和855.5～1015.0Ma之间。

6 讨论

6.1 岩石成因类型

研究区中-基性岩浆岩构造置换较弱，主体保留了原生结构构造，根据新生变质矿物组合认为其主要经历了低绿片岩相变质作用，并受到了区域变质作用的一定影响，变质过程会改变一些活性元素的丰度，例如Sr、Cs、Rb、Ba、K等；而稀土元素和高场强元素(HFSE，如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等)在变质过程中，因活性较弱，不受后期热液蚀变改造作用影响，因此讨论部分会更多地依靠这些不活泼元素及其比值来理解岩石成因。

6.1.1 中-基性火山岩成因

研究区中-基性火山岩主要由辽北地区中二叠世关家屯东变玄武岩(265.5±1.7Ma)、王家店北变安山岩(260.6±2.7Ma)及早三叠世早期老陵山变玄武安山岩(251.5±2.1Ma)组成。中-基性火山岩的TiO2平均含量为0.99%，与洋中脊玄武岩(1%～1.5%)的含量接近(Sunetal., 1979)，高于岛弧玄武岩的平均含量(平均为0.8%)(张旗等, 1999)；关家屯变玄武岩及王家店变安山岩的P2O5含量平均为0.26%，比洋中脊玄武岩(0.14%)稍高，而老陵山变玄武安山岩P2O5含量平均为0.16%，与洋中脊玄武岩含量相近(Sunetal., 1979; 郭通珍等, 1999)。中-基性火山岩的Nb/U平均比值为5.80，Ta/U平均比值为1.09，显示岛弧型玄武岩性质(IAB)；其具有较高的Ba/Nb(平均值为25.4)和Ba/Ta(平均值为405)比值，暗示俯冲板块改造的岩浆在其成岩过程中起主导作用(Fittonetal., 1988)。根据原始地幔标准化微量元素蛛网图和球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图所示(图6a, b)，中-基性火山岩样品表现为轻稀土元素(LREE)和大离子亲石元素(LILE)的富集和高场强元素(HFSE)的轻微亏损，表明其原始岩浆不同程度地受到了来自俯冲流体交代岩石圈地幔的影响(曹花花, 2013)，显示岩浆弧特征(Wuetal., 2006)。在2Nb-Zr/4-Y判别图解中(图8a)，关家屯东变玄武岩及王家店北变安山岩样品主要落入N型洋中脊玄武岩区域，老陵山变玄武安山岩均落入火山弧型玄武岩区域。老陵山变玄武安山岩富Mg#(52.37～59.61)、Cr(平均值为193.8×10-6)、Ni(平均值为64.73×10-6)，具有高镁安山岩的地球化学特征。其MgO(5.17%～7.03%)含量与洋中脊型玄武岩含量相近(6.56%, Sunetal., 1979)；其TiO2含量(0.96%～1.19%)与玻安岩相比(<0.5%)较高；与巴哈岩相比，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)含量较低；与埃达克型高镁安山岩相比，其SiO2、Sr含量明显偏低，而HREE(Y为21.42×10-6～24.89×10-6；Yb为2.27×10-6～2.73×10-6)明显偏高，因而不属于埃达克型高镁安山岩。老陵山变玄武安山岩除具有较高的Mg#、Cr、Ni外，还具有LILE、LREE富集和HREE含量低的特点，与赞岐岩的地球化学特征相对一致。在Sr/Y-Y辨别图解中，样品均落入赞岐岩区域内(图8b)。中-基性火山岩样品皆具有相对高的Zr/Y(平均值为6.03)比值和低的Ta/Yb(平均值为0.11)比值，显示出大洋岛弧玄武岩的亲缘性。在La/Yb-Th和Th/Yb-Nb/Yb判别图解中(图8c, d)，中-基性火山岩样品主要投在了演化大洋弧或大洋岛弧区域内。

6.1.2 中-基性侵入岩成因

研究区中-基性侵入岩主要由早三叠世早期五龙山变闪长岩(251.4±1.4Ma)、早三叠世晚期正长岩(247±1.3Ma)及中三叠世早期红土砬子辉长岩(245.4±1.4Ma)组成。其中五龙山变闪长岩及正长岩野外呈条带状相伴产出(图2d, e)，局部接触关系显示渐变过渡关系。野外观察认为五龙山正长岩是变闪长岩部分熔融的产物，前者还处于花岗质岩浆形成的雏形阶段，从本质上说还处于初始部分熔融形成的熔体阶段，还没有达到稳定的岩浆阶段，因而宏观上变闪长岩的岩石量要大于正长岩。中-基性侵入岩皆具有较高的Na2O+K2O(闪长岩平均值为9.38%，正长岩平均值为13.55%，辉长岩平均值为8.91%)含量。其中五龙山变闪长岩及红土砬子辉长岩MgO、Cr含量较低，暗示原始岩浆过程中发生了尖晶石、辉石和石榴石等矿物相的分离结晶。二者皆属于钾玄质岩石，具有较高的Al2O3(闪长岩平均值为17.88%，辉长岩平均值为18.86%)含量，其P2O5含量在0.31～0.51之间，与活动大陆边缘(P2O5<0.4%，Al2O3>17%)和板内玄武质岩石(P2O5>0.3%)含量接近(Wilson, 1989)；二者具有较高的Ba/Nb(平均值为58.7)和非常高的Ba/Ta(平均值为1234)比值，暗示俯冲板块改造的岩浆在其成岩过程中起主导作用(Fittonetal., 1988)；其Nb/U平均比值为8.4，Ta/U平均比值为0.41，显示岛弧型玄武岩性质(IAB)。在2Nb-Zr/4-Y判别图解中(图8a)，五龙山变闪长岩及红土砬子辉长岩主要落入P型洋中脊型玄武岩区域及其周围，说明二者成因受地幔柱活动控制；在Th/Zr-Nb/Zr和Th/Hf-Ta/Hf辨别图解中(图8e, f)，五龙山变闪长岩均落入初始大陆裂谷型玄武岩区域，红土砬子辉长岩主要落入陆内裂谷碱性玄武岩区域内，说明二者主要形成于陆内伸展环境。

五龙山正长岩属于准铝质钾质岩石(K2O/Na2O=1.87～3.14)，其分异指数(DI)偏高(平均值为90.43)。其实际矿物中未出现原生白云母等富铝矿物，明显不同于富铝的S型花岗岩(邱检生等, 2008)；矿物中未发现钠闪石-钠铁闪石、霓石-霓辉石、铁橄榄石等标志性矿物，且无明显负Eu异常，与典型的A型花岗岩不符(Chappell, 1999)，正长岩铝饱和指数A/CNK皆小于1.1，且具有相对高SiO2、富碱以及富Ba、Rb、K，与I型花岗岩的特征一致(王珍珍等, 2017)。在(Na2O+K2O)/CaO-10000Ga/Al图解中，其样品分布在A型及I&S型花岗岩的过渡区域(图9a)。五龙山正长岩具有高Sr/Y比值(平均值为112>20)及低Sr(平均值为183.9×10-6<300.0×10-6)、低Yb(平均值为0.46×10-6<1.9×10-6)含量，表明其源区可能为含石榴石和斜长石的高压麻粒岩相，对应地壳厚度可能不及埃达克型(李承东等, 2004)，类似于喜马拉雅型淡色花岗岩，形成压力主要在中压-高压过渡(在0.8～1.5GPa之间)，形成的地壳厚度约40～50km(张旗等, 2021)。在Sr/Y-Y及(La/Yb)N-YbN图解中(图9b, c)，正长岩样品皆分布在埃达克岩区域内；在MgO-SiO2图解中(图9d)，其主要分布在加厚下地壳部分熔融的埃达克岩区域内，进一步说明了正长岩形成于加厚地壳的高压环境。五龙山变闪长岩、正长岩及红土砬子辉长岩表现为轻稀土元素(LREE)和大离子亲石元素(LILE)的富集和高场强元素(HFSE)的轻微亏损，表明它们原始岩浆不同程度地受到了来自俯冲流体交代岩石圈地幔的影响(曹花花, 2013)，显示岩浆弧特征(Wuetal., 2006)。在Th/Yb-Nb/Yb判别图解中(图8d)，五龙山变闪长岩及红土砬子辉长岩样品主要分布在大陆岛弧区域内。在Rb-Y+Nb构造判别图解中，五龙山正长岩样品分布在火山弧及同碰撞花岗岩过渡区域(图9e)。

6.2 岩浆源区性质

6.2.1 中-基性火山岩源区性质

关家屯变玄武岩及王家店变安山岩具有贫SiO2、MgO、Ni及富FeOT的地球化学特征，这表明它们既不是原始岩浆熔融也不是地壳衍生的熔体，可能在侵位过程中经历了一定程度的分离结晶作用(图8g; Patio Douce and Beard, 1995; Patio Douce, 1997)。老陵山变玄武安山岩具有富SiO2、MgO、Cr、Ni以及Mg#的地球化学特征，显示地幔楔橄榄岩源区特征。不相容元素因其具有相似的分配系数不受分离结晶作用影响，且在地幔物质部分熔融过程中只有微小变化，因此用来指示源区特征(Taylor and McClennan, 1985)。中-基性火山岩的Lu/Yb平均比值为0.14～0.15，与幔源岩浆平均值较为接近(0.14～0.15, Workman and Hart, 2005)，显示幔源岩浆性质；它们的Rb/Sr平均比值为0.01～0.05，低于壳源岩浆最低值(>0.5, Sun and McDonough, 1989)；其Nb/Ta平均比值为17.0，与地幔平均值17.5相对接近，大于地壳平均值(11, Taylor and McClennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)，亦说明它们具有幔源岩浆性质。中-基性火山岩样品具有较高的La/Ta(28.8～109>22)、La/Nb(2.21～5.38>1.7)比值，王家店变安山岩及老陵山变玄武安山岩具有较低的Zr/Ba(0.28～1.64)、La/Ba(0.07～0.32)比值，说明其起源于俯冲作用改造的岩石圈地幔(Menziesetal., 1991; Saundersetal., 1991; Coish and Sinton, 1992; Thompson and Morrison, 1988; Yilmaz and Polat, 1998)。中-基性火山岩具有较高的Ba/Th(42.7～75.1)和Ba/La(11.5～15.0)比值和较低的La/Sm(3.34～3.69)和Th/Yb(1.07～1.80)比值，说明提供其物源的幔源岩浆主要受板片脱水作用的影响(Genç and Tüysüz, 2010)；它们的Rb/Sr比值在0.01～0.07之间，平均值为0.03，显示出明显的幔源岩浆特征(幔源岩浆Rb/Sr比值通常小于0.05，幔壳混合源介于0.05～0.5之间，壳源岩浆大于0.5; Taylor and McCLennan, 1985)。中-基性火山岩样品30个测点的εHf(t)值均为正值(+4.60～+14.36)，同样显示了其幔源岩浆的属性。在图8h中，中-基性火山岩样品主要分布于尖晶石+石榴子石二辉橄榄岩相区域(更靠近石榴子石二辉橄榄岩相)，部分熔融程度大概在5%～20%，说明基性岩浆来自石榴子石二辉橄榄岩相，岩浆源区深度可能在60～80km之间(Ellam, 1992)。其单阶段模式年龄(tDM1)为322～727Ma，显示其源岩形成于新元古代-晚石炭世早期。以上这些特征均表明中-晚二叠世中-基性火山岩源岩主要是洋内俯冲带之上流体交代的新元古代-晚石炭世亏损幔源岩浆底侵并发生结晶分离作用产生的，形成于洋内岛弧环境。

6.2.2 中-基性侵入岩源区性质

五龙山变闪长岩及红土砬子辉长岩贫SiO2、MgO、Cr、Ni及富FeOT、CaO的地球化学特征，说明其玄武质源岩并非代表原始地幔熔体，也不是壳源物质的衍生熔体(Patio Douce and Beard, 1995; Patio Douce, 1997)，可能在侵位过程中经历了一定程度的分离结晶作用(图8g)。二者的Lu/Yb平均比值为0.14～0.16，与幔源岩浆平均值较为接近(0.14～0.15, Workman and Hart, 2005)，显示幔源岩浆性质；其Nb/Ta平均比值为21.2，与地幔平均值17.5相对接近，大于地壳平均值(11, Taylor and McClennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)，亦说明它们具有幔源岩浆性质。五龙山变闪长岩及红土砬子辉长岩具有较高的La/Ta(38.5～64.7>22)、La/Nb(1.79～3.09>1.7)比值及较低的Zr/Ba(0.02～0.07)、La/Ba(0.03～0.08)比值，说明其起源于俯冲作用改造的大陆岩石圈地幔(Menziesetal., 1991; Saundersetal., 1991; Coish and Sinton, 1992; Thompson and Morrison, 1988; Yilmaz and Polat, 1998)。五龙山变闪长岩相比红土砬子辉长岩，具有较高的Ba/Th(80.4～163.5)和Ba/La(25.0～37.6)比值和较低的Th/Yb(2.06～2.89)比值，说明提供五龙山变闪长岩物源的幔源岩浆主要受板片脱水作用的影响(Genç and Tüysüz, 2010)。通常认为高La/Sm值(>4.5)表明地壳物质的混染较强，La/Sm<2则极少受到地壳物质混染(Lassiter and DePaolo, 1997)，五龙山变闪长岩及红土砬子辉长岩La/Sm为4.37～6.37(平均值为5.4)，指示其遭受了一定程度的地壳混染作用；二者的Rb/Sr比值在0.13～0.23之间，显示出明显的壳幔混合源特征(幔壳混合源介于0.05～0.5之间; Taylor and McCLennan, 1985)。五龙山正长岩与变闪长岩共生，处于初始部分熔融形成的熔体阶段，在La/Sm-La图解中，正长岩样品显示为部分熔融作用产生的(图8g)。正长岩的Lu/Yb平均比值为0.14～0.17，与幔源岩浆平均值较为接近(0.14～0.15, Workman and Hart, 2005)，显示幔源岩浆性质；其Nb/Ta平均比值为7.76，与地壳平均值11比较接近(Taylor and McClennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)，其Zr/Hf平均比值为29.5，皆低于幔源岩浆的Zr/Hf比值39，与壳源岩浆的Zr/Hf比值(33，McDonough and Sun, 1995)相对接近，说明其具有壳源岩浆属性。其Rb/Sr平均比值为0.41，显示出明显的壳幔混合源特征(Taylor and McCLennan, 1985)。在Rb/Ba-Rb/Rr辨别图解中(图9f)，正长岩样品主要归入贫粘土源区内，分布在杂砂岩及玄武岩过渡区域，进一步暗示其壳幔混合源区性质特征。

中-基性深成侵入岩30个测点的εHf(t)值均为正值(+4.03～+7.30)，同样显示了它们源岩具有幔源岩浆属性。在图8h中，五龙山变闪长岩及红土砬子辉长岩样品数据大部分分布于尖晶石+石榴子石二辉橄榄岩相区域，部分熔融程度大概在1%～5%，说明基性岩浆来自尖晶石+石榴子石二辉橄榄岩相，岩浆源区深度在30～60km之间(Ellam, 1992)。中-基性侵入岩亏损地幔单阶段模式年龄(tDM1)为608～736Ma，说明其源岩形成于新元古代。综上认为，五龙山变闪长岩原始岩浆应起源于受俯冲板片流体交代的富集地幔楔物质发生部分熔融形成的玄武质岩浆，而后在上升过程中经结晶分异-地壳同化混染作用而形成的，综合认为其主要处于一个因俯冲作用导致的初始裂谷环境；而五龙山正长岩略晚于五龙山变闪长岩的形成时限，结合其地球化学特征，认为五龙山正长岩岩浆应起源于高压条件下加厚新元古代麻粒岩相下地壳的部分熔融，五龙山变闪长岩岩浆为其形成提供了物源及热源，其主要应形成于裂谷伸展期向碰撞回返期的过渡环境；红土砬子辉长岩略晚于代表裂谷回返碰撞期的五龙山正长岩的形成时限，结合其地球化学特征，认为红土砬子辉长岩岩浆是幔源岩浆底侵后经结晶分异-地壳同化混染作用形成的，主要形成于碰撞后伸展期。

6.3 构造意义

辽宁北部地区属于中亚造山带东段，大地构造上位于华北板块北缘东段(图1a, b、图10b)，是探索地球动力学研究的理想地区。由于古生代-中生代期间遭受了古亚洲洋构造域和滨太平洋构造域的叠加破坏改造，导致该区尚有一些焦点问题存在争议。其中一个关键性争议既是该区晚古生代期间的大地构造环境归属问题，是代表古老基底的一部分？还是弧后有限洋盆、大陆边缘岛弧或者是宽阔古大洋盆地？其与索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带的空间耦合关系如何？这一问题严重制约着华北板块北缘东段古生代-早中生代构造演化过程的研究。

Chuetal. (2013)根据内蒙温都尔庙-图林凯地区发现的中二叠世-中三叠世变质玄武岩具有E-MORB和洋岛型玄武岩(OIB)双重地球化学特征(图10)，结合玄武岩样品中含有华北板块基底亲缘性的太古代-早元古代继承锆石(2599～1639Ma)，综合认为其形成于陆内洋盆环境；Songetal. (2015)在半拉山-杏树蛙地区识别出的异剥钙榴岩(280Ma)具有IAB型玄武岩的地球化学特征(图10)，同样具有老基底亲缘性的继承锆石(2501～1931Ma)，因此认为其形成于弧后伸展环境；Guanetal. (2019)通过对开原地区晚古生代构造杂岩的综合地质调查研究(图10)，结合该区浅表海相沉积物(照北山岩组)的存在，认为开原地区晚古生代期间存在一个弧后有限洋盆；Shietal. (2019c)在研究区西部哈户硕及何屯地区发现有早二叠世A型花岗岩(283～276Ma)，认为其形成于弧后盆地环境(图1c)；作者前期在研究区东小陵及胡家屯地区皆发现有中-晚二叠世A型花岗岩(264.6～257.7Ma)，认为其形成于弧后盆地靠近陆缘弧一侧构造环境(图1c；时溢等，2020)。Shietal. (2022)根据在辽宁北部瓦房地区发现的晚古生代-早中生代蛇绿混杂岩的年代学及地球化学特征(图10)，综合区域地质事件，认为在华北板块北缘发育一个弧后有限洋盆，其属于古亚洲洋南侧的分支洋盆，该洋盆自西向东经内蒙温都尔庙-半拉山-库伦旗北、辽宁法库-开原，向北错至吉林头道沟-古洞河一带(Miaoetal., 2007; Chuetal., 2013; Guanetal., 2019; 付俊彧等, 2018)。与此同时，分布在索伦-西拉木伦缝合带南界的林西断裂两侧二叠纪植物群的不同也能佐证以上观点。Shietal. (2022)认为分布在林西断裂北部的安哥拉植物群以生活在冷水区为主，应分布在古亚洲洋主洋盆内；而其南部的华夏系植物群应主要分布在弧后有限洋盆内(Xiaoetal., 2003; Li, 2006; Liuetal., 2017; 刘永江等, 2019; Zhangetal., 2019; 张渝金等, 2019; Shietal., 2022)。

研究区中-晚二叠世中-基性火山岩具有富集LREE、LILE及轻微亏损HFSE(Nb、Ta、Ti等)的地球化学特征，与富集洋中脊型玄武岩(E-MORB)特征相符，表明其源岩受板片俯冲作用影响(Pearce, 1983; Wilson, 1989; Elliott, 2003; Weietal., 2017)；老陵山变玄武安山岩与赞岐岩地球化学特征相似，该类岩石主要形成于与俯冲相关的弧前或弧后盆地环境。变玄武安山岩具有较高的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岩石的Ti(<2000×10-6)、Zr(<70×10-6)含量，暗示其可能形成于弧后盆地环境。在V-Ti/1000辨别图解中(图8i)，中-基性火山岩样品皆分布在弧后盆地型玄武岩(BABB)区域内或周围，进一步证实了辽北地区弧后洋盆的存在。此外，根据瓦房蛇绿混杂岩中高镁安山岩(369Ma, Shietal., 2022)以及崇礼-赤城断裂带南侧东坪石英二长岩-角闪正长岩(390～383Ma, 王惠初等, 2012)的年龄学及地球化学特征，作者认为该弧后有限洋盆的初始裂解形态应始于中-晚泥盆世时期(图11a; Xieetal., 2012; Songetal., 2015, 2018; Maetal., 2020)。Shietal. (2022)根据瓦房地区N-MORB型辉长岩(350Ma)的综合研究，结合区域地质事件，认为该洋盆在早石炭世期间已具有一定规模(图11b; 马永非等, 2018)。据上文所知，中-晚二叠世中-基性火山岩具有大洋岛弧型玄武岩的地球化学特征，这与研究区八岔沟地区早二叠世黑云母安山岩(287±2Ma, 薛吉祥等, 未发表)及法库西部地区早-中二叠世变质安山岩(275～267Ma, Jingetal., 2020)地球化学特征相似，结合王惠初等(2012)在华北板块北缘内部冀北一带发现有晚石炭世(～310Ma)具有俯冲属性的闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩组合，综合认为华北板块北缘在晚石炭世-二叠纪期间存在弧后洋盆内部的俯冲作用，该俯冲作用代表着古亚洲洋南侧分支洋盆反向俯冲消减的开始(图11c)。直至晚二叠世晚期，该洋盆内俯冲作用还在持续。

五龙山变闪长岩主要产于中基性火山岩的南部(图1c)，其形成于早三叠世早期(251.4±1.4Ma)因俯冲作用导致的初始裂谷环境，该裂谷的形成可能是因为弧后有限洋盆内洋板片陡立向陆缘方向俯冲导致软流圈粘性拖拽作用，诱发洋内岛弧后方的地幔楔发生补充性对流循环，引起陆缘(华北板块北缘)发生撕裂作用进而裂谷化(图11c)。此外，作者认为开原地区高镁安山岩(250Ma, Yuanetal., 2016)及和龙地区智新辉长岩(251Ma, 张超, 2014)的形成机制可能与五龙山闪长岩成因相似，代表着弧后洋盆内因俯冲作用导致的大陆板块边缘破坏引起的伸展作用。五龙山正长岩(247±1.3Ma)具有高Sr/Y比值及低Sr、低Yb的特征，类似于喜马拉雅型花岗岩，形成于加厚地壳的高压环境(张旗等, 2021)。结合区域地质事件认为，在早三叠世-中三叠世早期，随着弧后有限洋壳俯冲作用的结束和俯冲前缘应力的积累导致应力场的转换，裂谷继而由伸展机制进入伸展向碰撞造山过渡机制，过渡期的应力调整导致地壳加厚进而促使五龙山正长岩的形成(图11d)。此外，作者前期在研究区北部柏家沟地区识别出的早三叠世晚期同碰撞型花岗岩(248Ma, 时溢等, 2020)以及Shietal. (2022)在柏家沟南部发现的一套砖红色类磨拉石建造进一步说明研究区在早三叠世-中三叠世早期之后进入造山抬升期(图1c、图11d)。自此该区弧后有限洋盆及其南部的夭折型裂谷皆进入消亡期(图11d)。而区域上(孟山、百里坪、建平镇、大玉山等)大量存在的同碰撞花岗岩表明在早-中三叠世(250～245Ma)期间，华北板块北缘东段已与北部地块碰撞闭合(孙德有等, 2004; Zhangetal., 2005; 辛玉莲, 2011; 曹花花, 2013; Yangetal., 2017, 2019, 2021)，这也间接说明了古亚洲洋东段主洋盆及其南侧弧后分支洋盆的闭合时间基本一致。至中三叠世晚期，研究区经过短暂的弧-陆碰撞造山作用后步入后造山伸展阶段，在该期伸展作用下引发了具有俯冲组分特征的富集型岩石圈地幔部分熔融上涌形成基性岩浆，基性岩浆侵位过程中发生结晶分异和同化混染作用形成红土砬子辉长岩(245.4±1.4Ma)。同时，在研究区雷其堡一带发现的中三叠世A型花岗岩(图1c; Shietal., 2019c)、图们地区玄武岩的喷发(曹花花等, 2012)、勇新地区中三叠世A型花岗岩的侵位(张超, 2014)皆说明这期造山后伸展作用的存在，其可能与洋盆闭合后洋板片拆沉作用导致的引张作用有关。与此同时，索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带两侧广泛分布的晚三叠世早-中期A型花岗岩、玄武安山岩和A型流纹岩代表着华北板块北缘已经由碰撞造山转换成造山后伸展减薄的构造环境(Xuetal., 2009; 曹花花, 2013; Wilde, 2015; Chenetal., 2018, 2019)。

7 结论

(1)通过锆石U-Pb定年研究，表明关家屯东变玄武岩形成于中二叠世早期(265.5±1.7Ma)；王家店北变安山岩形成于中二叠世晚期(260.6±2.7Ma)；老陵山变玄武安山岩及五龙山变闪长岩形成于晚二叠世-早三叠世早期(251.5±2.1Ma～251.4±1.4Ma)；五龙山正长岩及红土砬子辉长岩形成于早三叠世晚期-中三叠世早期(247±1.3Ma～245.4±1.4Ma)。

(2)中-晚二叠世中-基性火山岩具有高Zr/Y及低Ta/Yb比值，显示出大洋岛弧玄武岩的亲缘性，其Zr、Ti含量较高，可能形成于弧后盆地环境；五龙山变闪长岩富碱、Al2O3，贫Mg、Cr，形成于大陆裂谷环境；五龙山正长岩具有高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过渡的中-高压环境；红土砬子辉长岩具有相对低的Ba/Nb和Ba/Ta比值，暗示其成岩过程中并未遭受俯冲板块的改造作用，可能形成于造山后伸展环境。

(3)辽北地区在晚古生代期间处在弧后有限洋盆环境，该洋盆属于古亚洲洋南侧的分支洋盆，其初始裂解形态应形成于中-晚泥盆世时期；至晚石炭世-二叠纪期间，该洋盆开始洋内俯冲消减过程，并因板片俯冲引起大陆边缘裂谷化；早三叠世-中三叠世早期，弧后有限洋盆及其南部裂谷进入消亡期；中三叠世晚期之后，该区经过短暂的弧-陆碰撞造山作用后步入后造山伸展阶段。综合区域地质事件，认为古亚洲洋南侧分支洋盆自西向东经内蒙温都尔庙-半拉山，至辽宁法库-开原地区，向北错至吉林头道沟-古洞河一带。

谨以此文庆祝“中国地质调查局沈阳地质调查中心”成立六十周年。

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和天津地质矿产研究所同位素实验室的大力支持，在此表示衷心的感谢。