华北板块北缘东段晚古生代-早中生代造山带构造演化:来自辽北开原地区尖山子变质火山岩的证据*

张诺 王长兵 刘正宏, 3 徐仲元 李刚 玄雨菲 高煜 王晨

1. 吉林大学地球科学学院，长春 130061 2. 云南省核工业二〇九地质大队，昆明 650106 3. 自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室，长春 130061

中亚造山带(Central Asian Organic Belt)位于西伯利亚板块和塔里木-华北板块之间(engöretal., 1993)，是目前地球上发展历史最长、最为复杂的典型显生宙增生型造山带(engöretal., 1993; Wildeetal., 2000; Xiaoetal., 2003, 2015; Jahn, 2004; Windleyetal., 2007; Safonovaetal., 2011)(图1a)，已经被视为大陆动力学演化过程研究的天然实验室(engöretal., 1993; 吴福元等, 1999, 2000; Wuetal., 2000, 2003, 2007; 李锦轶等, 2004, 2007)。中亚造山带东段在我国的东北地区被称为兴蒙造山带(李锦轶, 1998; Zhangetal., 2022)，进一步划分为额尔古纳地块、兴安地块、松辽-锡林浩特地块、佳木斯地块和华北板块北缘陆缘增生带，各地块先后沿着新林-喜桂图、黑河-贺根山、牡丹江-依兰缝合带碰撞(刘永江等, 2016, 2019; 徐备等, 2014; Liuetal., 2017, 2021)，并最终沿索伦西拉木伦河-长春-延吉缝合带与华北板块完成拼合(Wuetal., 2000, 2007, 2011; Xiaoetal., 2003, 2009a, 2015; Liuetal., 2017, 2021)(图1b)。

长期以来，学者对于晚古生代期间华北板块北缘东段增生造山带构造演化存在诸多争议，主要集中在古亚洲洋俯冲极性、最终闭合时间，以及华北板块北缘东段在三叠纪时期处于造山阶段还是造山后阶段等方面。大多数人认为古亚洲洋在二叠世期间存在双向俯冲(关庆彬, 2016; 薛吉祥, 2021)，也有少数人认为古亚洲洋只存在南向俯冲。古亚洲洋的闭合时间存在以下不同观点：晚泥盆世(Xuetal., 2013; Zhaoetal., 2013)、中二叠世(Lietal., 2014)、晚二叠世(冯光英等, 2010)、晚二叠世-早三叠世(Jiaetal., 2004; Jianetal., 2010; Caoetal., 2013; 薛吉祥, 2021)和中三叠世(曹花花, 2013; 张超等, 2014; 张超, 2014)。关于华北板块北缘东段在三叠纪时期处于造山阶段还是造山后阶段存在不同的认识，多数学者倾向于中亚造山带的造山作用在华北板块北缘东段一致持续到晚三叠世早期(～225Ma)，晚三叠世末期进入造山后伸展阶段(曹花花, 2013; 关庆彬等, 2016; 刘锦, 2017; 时溢, 2013; 周建波等, 2013; 张超, 2014; Guanetal., 2019, 2022; Wuetal., 2011; Zhangetal., 2004)。

清河镇构造混杂岩位于华北板块北缘兴蒙造山带东部，开原-延吉增生杂岩带的西段，出露在辽宁省开原清河镇-八棵树镇一带，主要分布在沙河断裂以北，沿着清河断裂分布(图1c)，是研究古亚洲洋最终闭合时间及俯冲极性的理想区域。尽管前人对该地区晚古生代-中生代的侵入岩进行了详细的锆石U-Pb年代学、地球化学及同位素特征的研究(刘锦等, 2016; 刘锦, 2017)，但是缺乏对晚古生代-早中生代火山岩的成因的研究。本文对开原地区尖山子火山岩进行了锆石U-Pb年代学、地球化学及同位素特征的研究，进一步探讨了华北板块北缘东段晚古生代-早中生代的构造演化历史。

1 地质背景

辽北开原地区位于华北板块北缘东段，赤峰-开原断裂从研究区中部穿过(图1c)。以沙河断裂为分界线，以南地区为华北克拉通，包含大量新太古代-古元古代TTG片麻岩、古元古代变质火山岩-沉积岩和二叠纪-三叠纪花岗岩(刘锦等, 2016; 刘锦, 2017)。沙河断裂以北为华北板块北缘增生造山带，由一套变质火山岩系-沉积岩组成，前人将其厘定为“开原岩群”。在辽宁省1:50万地质图调查过程中，“开原岩群”被认为是中-新元古代蛇绿混杂岩，随后解体认为其是在不同构造环境下不同时期以构造岩片的形式相互拼贴形成的地质体，故将沿清河断裂分布的这套岩石定名为清河镇构造混杂岩(辽宁省地质矿产局, 1989)。这套构造混杂岩主要出露有太古宙片麻岩、中元古代和新太古代的变质沉积地层、中二叠世-早三叠世照北山岩组、早三叠世佟家屯岩组、早三叠世尖山子火山岩，不同时代岩层之间呈构造接触，被侏罗纪-白垩纪火山沉积地层角度不整合覆盖，以及被大面积的中生代侵入岩侵入。照北山岩组是一套以碳酸盐岩为主的海相沉积地层，由大理岩、变粒岩组成；佟家屯岩组为一套高镁安山岩；二者均遭受了较强的构造变形和变质作用改造，岩石中发育片理和劈理。

火山岩仅分布在开原市林丰乡尖山子一带，近东西向展布，面积14.5km2，主要为一套绿片岩相变质的中酸性火山熔岩及火山碎屑岩。早期不同研究者分别将这套变质火山岩归属于“古元古代北辽河群”(辽宁省地质矿产局,1976(1)辽宁省地质矿产局. 1976. 1:20万开原市幅区域地质调查报告)、早古生代“清河镇群”、中元古代开原岩群等(郇彦清等, 1999)。1:25万辽源幅地质调查(吉林省地质调查院, 2004(2)吉林省地质调查院. 2004. 1:25万辽源幅区域地质调查报告)对尖山子水库大坝处的英安岩测年，得到其锆石离子探针(SHRIMP)年龄为247.5±6Ma，将其归属于下三叠统。尖山子火山岩为一套强烈片理化的火山岩组合，以片理化安山岩为主，少量变质英安岩、变质流纹岩和变质安山质集块角砾岩，遭受了强烈变质变形改造，片理发育，其产状在N 40°～50°W，倾角在55°～70°左右(图2a, b)。变质火山岩中叶理发育，主要由新生绿泥石、绢云母和拉出矿物晶屑定向排列构成(图3a)，外观呈似层状，但是矿物拉伸线理不发育，以S型构造岩为主，表明变形机制主要为挤压变形作用(图2c)。通过野外地质调查和剖面实测，沿清河水库分布的尖山子期火山岩主要为一套绿片岩相变质变形的中酸性火山熔岩及火山碎屑岩，主要岩石类型为变质安山岩、变质英安岩和变质流纹岩以及变质流纹质晶屑熔结凝灰岩和变质含角砾英安质岩屑晶屑熔结凝灰岩，不同类型的岩石之间为整合接触关系(图2)。

2 样品描述

本文样品采自尖山子水库大坝剖面新鲜未风化的火山岩层位(JPTW02、JS21-2以及JPS1TW、JS21-1、JS21-3)(图2)。样品的岩相学特征如下。

样品JPTW02为变质流纹岩，采自尖山子水库大坝左侧(124°41′40″E、42°25′48″N)，风化面呈灰白色，新鲜面呈灰白色，斑状结构，块状构造，岩石由斑晶和基质组成(图3d)，斑晶由斜长石和石英组成。斜长石为半自形粒状，无色，正低突起，一级灰白干涉色，多大于 0.4～0.5mm，含量10%左右；石英为他形粒状，波状消光，正低突起，干涉色为一级黄白，0.1～0.2mm，含量10%左右。基质由微晶条状斜长石、长英质、黑云母等组成，呈现流动构造，绢云母和拉出矿物晶屑定向排列。

样品JS21-1为变质流纹岩，采自尖山子水库大坝左侧(124°41′40″E、42°25′48″N，图3e)，风化面呈黄白色，新鲜面灰白色，斑状结构，块状构造，岩石由斑晶和基质组成(图3f)，斑晶由石英组成。基质为隐晶质结构，由微晶条状斜长石、长英质、黑云母等组成，呈现流动构造。

样品JPS1TW为变质安山岩，采自尖山子水库大坝左侧(124°41′44″E、42°25′48″N)，风化面呈灰黑色，新鲜面呈灰黑色，斑状结构，块状构造，表面可见气孔构造(图3a)。岩石由斑晶和基质组成(图3b, c)，斑晶矿物可能为斜长石，半自形粒状，无色，正低突起，一级灰白干涉色，多大于0.4～0.5mm，含量10%左右。基质构成交织结构或安山结构，斜长石不定向排列，气孔之间充填长英质等矿物。

样品JS21-2为变质安山岩，采自尖山子水库大坝左侧(124°41′44″E、42°25′48″N)，风化面呈灰白色，新鲜面呈灰黑色，斑状结构，块状构造，表面可见气孔、杏仁构造。岩石由斑晶和基质组成(图3g)，斑晶矿物可能为斜长石，半自形粒状，无色，一级灰白干涉色，在0.3～0.4mm，含量10%左右。基质中斜长石不定向排列，呈现流动构造。

样品JS21-3为变质安山岩，采自尖山子水库大坝右侧(124°33′48″E、42°27′37″N)，风化面呈黄白色，新鲜面呈灰白色，斑状结构，块状构造。岩石由斑晶和基质组成(图3h, i)，斑晶矿物为斜长石，蚀变严重，半自形粒状，无色，一级灰白干涉色，在0.35～0.45mm，含量30%左右。基质中斜长石不定向排列，黑云母呈现流动构造。

3 分析方法

样品(JPTW02和JPS1TW)的锆石单矿物分选由河北省廊坊市科大岩石矿物分选技术服务有限公司完成，用锷破机将样品粉碎到合适粒度，用淘砂盘淘洗出重矿物后再进行磁选，最后在实体显微镜下挑选出锆石；而锆石制靶、阴极发光(CL)、透射及反射照相由北京锆年领航科技有限公司完成。样品(JS21-1和JS21-2)的锆石单矿物分选、锆石制靶、阴极发光(CL)、透射及反射照相均由北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U-Pb测年在吉林大学东北亚矿产资源评价自然资源部重点实验室利用LA-ICPMS分析完成。激光剥蚀系统为德国COMPEx公司生产的GeoLasPro型193nm ArF准分子激光器，采用直径32μm、频率7Hz的激光束斑进行样品分析。与激光器联用的是Agilent 7900型ICP-MS仪器，采用He作为载气。采用玻璃标准参考物质NIST610和标准锆石91500分别进行微量元素和同位素分馏校正。用ICPMASDATACALL软件计算同位素比值和相应的年龄值，采用Andersen (2002)的方法对结果进行普通铅校正，最后利用Isoplot程序进行了锆石年龄谐和图的绘制和年龄加权平均计算(Ludwig, 2003)。

全岩主量和微量元素分析均在澳实分析检测(广州)有限公司完成，采用ME-ICP61四酸消解法电感耦合等离子体发射光谱测定铅元素含量，利用PE-XRF26s X射线荧光光谱仪熔融法分析岩石主量元素，稀土元素含量则采用ME-MS81熔融法电感耦合等离子体质谱测定。主量元素和微量元素的分析精度和准确度分别优于5%和10%。

锆石Lu-Hf同位素测试在武汉上谱分析科技有限责任公司利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为Geolas HD(Coherent，德国)，MC-ICP-MS为Neptune Plus(Thermo Fisher Scientific，德国)。详细仪器操作条件和分析方法可参照Huetal. (2012)。为确保分析数据的可靠性，91500和GJ-1两个国际锆石标准与实际样品同时分析，分析时激光束斑直径为32μm，所用的激光脉冲速率为8Hz，对每个分析点的Yb和Hf的校正工作则主要是利用该分析点实测得出的平均值。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

本文对辽宁省开原地区尖山子变质流纹岩(JPTW02、JS21-1)和变质安山岩(JPS1TW、JS21-3)进行了LA-ICPMS锆石U-Pb定年。锆石的部分CL图像见图4，锆石U-Pb测年结果见表1。

表1 开原地区火山岩和沉积岩LA-ICP-MS U-Pb同位素年龄分析结果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb age data of zircons separated from the volcanic and sedimentary rocks in Kaiyuan area

续表1Continued Table 1

4.1.1 变质流纹岩U-Pb年代学

样品JPTW02、JS21-1中的锆石为半自形或他形，长宽比大部分为2:1，直径介于50～150μm之间，发育岩浆振荡生长环带(图4a, b)，由于后期热液作用造成部分锆石被灰白色薄边包围。锆石的Th/U比值介于0.17～1.83，暗示它们为岩浆成因。样品JPTW02锆石测点的206Pb/238U年龄介于254～257Ma 之间，加权平均年龄为256.1±1.5Ma(MSWD=0.113，n=14)；样品JS21-1的加权平均年龄为252.4±1.7Ma(MSWD=1.15，n=19)，说明变质流纹岩的形成年代为晚二叠世(图5a, b)。

4.1.2 变质安山岩U-Pb年代学

样品JPS1TW、JS21-3中CL图像显示锆石形状不规则，长宽比基本为1:1，直径介于50～100μm之间，Th/U比值介于0.47～1.48，具有明显的振荡生长环带，部分锆石还被灰白色薄边包围，是后期热液蚀变作用造成的(图4c, d)。样品JPS1TW的206Pb/238U年龄介于216～227Ma，加权平均年龄为222.4±1.8Ma(MSWD=0.60，n=13)(图5c)；样品JS21-3的加权平均年龄为227.9±1.2Ma(MSWD=0.038，n=28)(图5d)，代表了变质安山岩的结晶年龄，形成时代为晚三叠世。

4.2 全岩地球化学特征

辽北开原地区变质流纹岩(JPTW02、JS21-1)和变质安山岩(JPS1TW、JS21-2)的主量和微量元素分析结果见表2。

4.2.1 主量元素特征

辽北开原地区晚二叠世变质流纹岩(JPTW02、JS21-1)的SiO2含量介于56.6%～72.6%之间，TiO2含量为0.24%～0.28%，Al2O3含量介于14.1%～15.5%之间，MgO含量介于0.63%～0.97%，其Mg#值介于38～52之间，全碱含量(Na2O+K2O)为6.22%～6.72%，Na2O/K2O为0.47～1.07，在TAS图解中落入流纹岩-英安岩-粗安岩范围内(图6a)。在K2O-SiO2图解中，样品落在了高钾钙碱性系列中(图6c)。铝饱和指数A/CNK值0.51～1.47，平均值1.06，准铝质和过铝质区域均有分布(图6d)。

辽北开原地区晚三叠世变质安山岩(JPS1TW、JS21-2)的SiO2含量介于57.8%～59.9%之间，TiO2含量为1.16%～1.28%，Al2O3含量介于16.9%～17.7%之间，MgO含量介于1.85%～2.33%，其Mg#值介于38～43之间，全碱含量(Na2O+K2O)为7.28%～8.10%，Na2O/K2O为0.85～2.35，在TAS图解中落入粗面安山岩范围内(图6a)。在AFM图解中(图6b)，落入了钙碱性系列范围内。在K2O-SiO2图解中，样品落在了高钾钙碱性和钾玄岩系列中(图6c)。铝饱和指数A/CNK值0.90～0.97，平均值0.93，属于准铝质岩石(图6d)。

4.2.2 稀土、微量元素特征

晚二叠世变质流纹岩(JPTW02、JS21-1)的∑REE在132.9×10-6～165.1×10-6之间，平均为147.2×10-6。δEu=0.60～0.75，较明显的Eu负异常。(La/Yb)N=2.27～28.8，轻重稀土分馏较明显，富集轻稀土，亏损重稀土。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上，曲线呈明显的右倾趋势(图7a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7b)可以看出，富集大离子亲石元素Rb、K、Th，相对亏损Nb、P、Ti等高强场元素。Eu负异常，与斜长石的分离结晶作用有关；Nb、P、Ti元素相对亏损，这可能与岩浆演化过程中金红石、磷灰石的分离结晶作用有关；Zr、Hf的相对富集可能与锆石的分离结晶有关。

晚三叠世变质安山岩(JPS1TW、JS21-2)的∑REE在196.8×10-6～208.1×10-6之间，平均为200.5×10-6。δEu=0.94～1.03，无明显的Eu负异常。LREE/HREE=3.89～4.04，(La/Yb)N=11.4～12.0，轻重稀土分馏较明显，富集轻稀土，亏损重稀土。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式图上，曲线呈明显的右倾趋势(图7c)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7d)可以看出，富集大离子亲石元素Rb、K、Ba，相对亏损 Nb、Ti 等高强场元素，这可能与岩浆演化过程中金红石、钛铁矿等副矿物的分离结晶作用有关，而Zr、Hf的相对富集可能与锆石的分离结晶有关。

4.3 锆石Lu-Hf同位素特征

辽北开原地区变质流纹岩(JPTW02)和变质安山岩(JPS1TW)的锆石Hf同位素组成见图8，分析结果见表3。

表3 开原地区火山岩的锆石Hf同位素分析结果Table 3 Zircon Hf isotopic data of the volcanic rocks in Kaiyuan area

晚二叠世变质流纹岩(JPTW02)中代表其形成时代的锆石(～256Ma)的176Hf/177Hf比值介于0.282314～0.282848之间，εHf(t)值为-10.83～+8.10，大多为正值，Hf同位素单阶段模式年龄(tDM)为532～1340Ma，二阶段模式年龄(tDM2)为698～1967Ma。在t-εHf(t) Hf同位素特征图解(图8a)中大多落入了2.5Ga和亏损地幔之间；在t-176Hf/177Hf 同位素特征图解(图8b)大多落入了球粒陨石演化线附近及以上，部分落在下地壳和上地壳演化线之间且更靠近下地壳演化线，表明其初始岩浆起源于新生的地壳物质的部分熔融并有少量古老地壳的参与(Yangetal., 2006; 吴福元等, 2007)。相比之下，样品JPS1TW的锆石具有相对均匀的Hf同位素组成。晚三叠世变质安山岩(JPS1TW)中代表其形成时代的锆石(～219Ma)的176Hf/177Hf比值介于0.282768～0.282831之间，εHf(t)值为+4.54～+6.79，Hf同位素二阶段模式年龄(tDM2)为825～968Ma，εHf(t)值均为正值。在t-εHf(t) Hf同位素特征图解(图8a)中和t-176Hf/177Hf 同位素特征图解(图8b)落入了球粒陨石演化线以上，结合其新元古代的Hf同位素二阶段模式年龄，表明其初始岩浆起源于新元古代新生地壳物质的部分熔融(Yangetal., 2006; 吴福元等, 2007)。

5 讨论

5.1 形成时代

尖山子火山岩是分布在开原-八棵树附近的一套火山岩，曾被划为“辽北辽河群高家峪组”(辽宁省地质矿产局, 1976)，后又被新建为“清河镇群北大沟组”，不久后又改建为“开原岩群沈家堡子组”(郇彦清等, 1999)。直到1:25万辽源幅区调工作，在尖山子水库大坝处取英安岩测年(247.5±6Ma)，表明该套地层的确切时代为晚二叠世-早三叠世，新建了非正式地层单位——早三叠世尖山子期火山岩，其岩石类型主要有安山岩、英安岩和流纹岩及英安质凝灰熔岩，受区域构造影响已经发生了片理化。尖山子火山岩近东西向分布，受NWW向清河断裂控制。本文中尖山子火山岩具有岩浆锆石的特征，其中样品变质流纹岩JPTW02的206Pb/238U加权平均年龄为256.1±1.5Ma，JS21-1的加权平均年龄为252.4±1.7Ma。样品变质安山岩JPS1TW的206Pb/238U加权平均年龄为222.4±1.8Ma，JS21-3的加权平均年龄为227.9±1.2Ma，这与新建的尖山子期火山岩的形成时代不同，我们认为尖山子火山岩的岩浆作用时间应该在晚二叠世-早三叠世(247～256Ma)和晚三叠世(～225Ma)。最近清河镇构造混杂岩中佟家屯组的高镁安山岩形成于晚二叠世(250±4Ma；Yuanetal., 2016)，而照北山组透辉变粒岩碎屑锆石数据将最小沉积年龄和变质年龄分别限制在257Ma和245Ma(刘锦, 2017)，而本次研究中照北山岩组的黑云斜长变粒岩的碎屑锆石U-Pb定年结果表明，年龄主要集中在232～278Ma(未发表)。综合上述所有数据，我们认为清河镇构造混杂岩形成于晚二叠世-晚三叠世早期。

5.2 岩石成因

典型的变质火山岩在变质作用过程中会发生一些元素的迁移。尖山子火山岩的烧失量(LOI)在0.75%～3.97%，除了其中1个样品(JPTW02B)LOI为8.43%，δCe为0.90～1.00，均表明了流体和变质作用的影响较小。在热液蚀变和变质作用的过程中，稀土元素和高场强元素基本保持不变，保留了原始火成岩的特征(Middelburgetal., 1988; Polat and Hofmann, 2003)。因此可以根据这些元素来判断尖山子岩组变质火山岩的成因与源区。

5.2.1 变质酸性岩

变质流纹岩具有高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的含量都较低，都与典型的A型花岗岩不同(Whalenetal., 1987)。在FeOT/MgO-10000×Ga/Al图解(图9a)中，样品落在了I型和S型花岗岩区域中。样品的A/CNK为0.51～1.47，平均值为1.06，均小于1.1，所以研究区变质流纹岩原岩与I型花岗岩特征相似。

研究区变质流纹岩具有较高的SiO2和Na2O+K2O，表现出Nb、P、Ti等高场强元素(HFSE)亏损，Sr、U、K等大离子亲石元素(LILE)富集，表明其岩浆来源于壳源(Taylor and McLennen, 1985)。变质流纹岩也具有较高的Sr(>400×10-6)含量，较低的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，亏损HREEs和HFSEs，Sr/Y比值介于37.3～103之间，La/Yb比值介于3.36～42.8之间，显示出具有埃达克岩的地球化学特征(Defant and Drummond, 1990)。在(La/Yb)N-YbN和Sr/Y-Y图解(图9b, c)中，流纹岩样品全部落入埃达克质岩石的范围内。变质流纹岩的Nb/Ta比值为9.50～8.10，平均值为8.80，相比于地幔岩浆的Nb/Ta比值(17.5±2, Green, 1995; Hofmann, 1988)，其与大陆地壳相对应的Nb/Ta比值(12.4, Rudnick and Gao, 2014)更为吻合；Zr/Hf比值为37.33～42.67，平均值为38.95，接近地壳平均值44.68且远大于地幔平均值30.74(Weaveretal., 1984; Taylor and McLennan, 1985)，表明岩浆起源于地壳。在埃达克成因图解中(图9d)，样品落在增厚下地壳熔融形成的埃达克质岩石范围内。根据样品锆石εHf(t)值介于-10.83～+8.10之间，大部分正值表明变质流纹岩岩浆为新增生下地壳部分熔融的产物，负的εHf(t)值则暗示岩浆受到了少量古老地壳物质混染(Yangetal., 2006; 唐杰, 2016)。

综上所述，变质流纹岩的岩浆起源于新增生玄武质下地壳的部分熔融，还有少量古老地壳物质的混染。

5.2.2 变质中性岩

钙碱性安山岩是造山带的重要组成部分，目前关于钙碱性安山岩的成因主要有以下观点：(1)俯冲流体或熔体交代地幔楔的部分熔融(Kelemen, 1995; 张丽等, 2020; 薛吉祥, 2021)；(2)幔源玄武质岩浆分离结晶作用(Bonin, 2004; Leeetal., 2014)；(3)壳源长英质岩浆与幔源玄武质岩浆混合作用(Guoetal., 2007; Reubi and Blundy, 2009; 陈越等, 2010)；(4)幔源玄武质岩浆底侵导致下地壳部分熔融(Petford and Atherton, 1996; Guffantietal., 1996; Jungetal., 2002)。

俯冲板片或拆沉下地壳部分熔融的产物与地幔反应可以形成安山质岩浆，该岩浆通常具有埃达克岩的特征。研究区变质安山岩具有较低的Sr/Y比值，明显不同于埃达克岩，而与典型的弧火山岩相似(图9b, c)。结合变质安山岩基本不具有Eu异常，暗示其非玄武质岩浆结晶分异的产物。锆石Lu-Hf 同位素体系能有效的记录岩浆混合作用混合端元的Hf同位素特征(吴福元等, 2007)。研究区变质安山岩具有相对均一的Hf同位素组成，εHf(t)值为+4.54～+6.79，暗示该安山岩岩浆并非来源于岩浆混合作用。研究区安山岩样品的Mg#值为38.3～42.3，平均值为40.0，和下地壳镁铁质岩石部分熔融形成的岩浆(Mg#<40)更为吻合(Rapp and Waston, 1995)，暗示其形成于下地壳物质部分熔融作用。Zr/Hf比值为45.54～48.62，平均值为46.35，远大于地幔平均值30.74，与大陆地壳相对应的Zr/Hf比值44.68更为吻合(Weaver and Tarney, 1984; Taylor and Mclennan, 1985)。因此，研究区变质安山岩可能是由基性下地壳物质部分熔融的产物。

5.3 构造背景

研究区变质流纹岩呈现轻稀土元素(LREEs)相对富集，重稀土元素(HREEs)相对亏损，相对富集Sr、K等大离子亲石元素，亏损Nb、P、Ti等高场强元素，显示出活动大陆边缘火山岩的地球化学特征，另外，在Th/Yb-Ta/Yb和Th-Ta图解中，样品均落在活动大陆边缘范围内(图10a, b)，表明研究区变质流纹岩形成于活动大陆边缘的构造环境。开原地区八棵树镇地区发育同时代的变质流纹岩，同样形成于活动大陆边缘(薛吉祥, 2021)。

研究区变质安山岩主要为高钾钙碱性粗安岩，富集大离子亲石元素(Rb、Ba、K)和Th、U等微量元素，相对亏损高场强元素(Nb、Ta和Ti)，这些特征与俯冲带火山岩的地球化学特征相似(McCulloch and Rossi, 1991)。同时，研究区变质安山岩在Th/Yb-Nb/Yb图解中样品投影在大陆弧区域(图10c)，暗示其可能为古亚洲洋南向华北板块之下俯冲背景下的大陆岛弧岩浆产物。然而，中亚造山带在晚古生代-早中生代发生了典型的洋陆俯冲-碰撞造山过程。在R1-R2图解(图10d)中，落在板块碰撞后隆起期花岗岩-晚造山期花岗岩区域。最近对华北板块北缘东段大量三叠纪U-Pb数据研究表明，中亚造山带的造山作用在华北板块北缘东段一致持续到晚三叠世早期(～225Ma)，随后进入造山后伸展阶段(曹花花, 2013; 关庆彬等, 2016; 刘锦, 2017; 时溢, 2013; 周建波等, 2013; 张超, 2014; Guanetal., 2019, 2022; Wuetal., 2011; Zhangetal., 2004)。尖山子火山岩岩石类型总体以钙碱性玄武安山岩-安山岩-粗面安山岩-英安岩-流纹岩为主，在其后的地层中出现了照北山组海相地层(晚二叠世-晚三叠世)和磨拉石建造(晚三叠世大酱缸组)，这表示研究区在晚三叠世早期可能已经进入造山的最后演化阶段。因为后碰撞的岩浆一般都继承了与俯冲作用有关的地球化学特征，所以研究区安山岩可能处于由造山阶段俯冲挤压转换为造山后伸展阶段这一过程中。

5.4 华北板块北缘东段的构造演化

在大地构造位置上，研究区位于兴蒙造山带的最南端和华北克拉通最北缘的结合部位，靠近华北板块与中亚造山带的分割线——赤峰-开原断裂。因此，研究区的构造演化可以为华北板块北缘东段的构造演化提供重要依据。

早-中二叠纪的岩浆活动主要为火山岩、花岗岩等侵入岩以及增生杂岩，主要分布在长春-桦甸-敦化-延吉的南侧，少量分布在北侧(图11、表4)。已有大量文献证明，古亚洲洋沿索伦-西拉木伦-长春缝合带呈剪刀式闭合(吴迪迪, 2021; Eizenhöfer and Zhao, 2018; Renetal., 2020; Xiaoetal., 2009b; Zhaoetal., 2018)。在长春-桦甸-敦化-延吉缝合带以南一侧的岩石均表现出与俯冲作用相关的地球化学特征， 形成于类似安第斯型的活动大陆边缘环境中， 与古亚洲洋向南俯冲有关(Zhangetal., 2004; 时溢等, 2020; Caoetal., 2011; Liuetal., 2017; Guanetal., 2022)。同样，分布在缝合带北侧的的火成岩属于高钾钙碱型系列，与活动大陆边缘的岩石地球化学特征具有亲缘性，这代表着古亚洲洋同时也在向北俯冲(曹花花等, 2012; 曹花花, 2013; Yuetal., 2014; Songetal., 2018; Zhouetal., 2019)。如前所述，早-中二叠世期间华北板块北缘东段处于活动大陆边缘构造环境中，古亚洲洋双向俯冲。

表4 华北板块北缘东段二叠纪岩浆活动统计表Table 4 Statistical table of Permian magmatism in the eastern part of the northern margin of the North China Block

晚二叠世-早三叠世的火山岩、花岗岩等侵入岩表现出与俯冲作用相关的地球化学特征，且与板片断离导致地幔岩浆上涌有关(Yuanetal., 2016; 刘锦, 2017; 杨仲杰, 2016; 时溢等, 2020)。吉林中部地区晚二叠世-早三叠世岩浆活动以花岗质岩石和辉长岩代表，主要为中-高钾钙碱性I型花岗岩和A型花岗岩，反映了一种造山后俯冲板片断离导致的拉张的环境，同时代埃达克质花岗岩广泛分布于开原-延吉地区，认为其形成于加厚镁铁质下地壳的部分熔融，表明研究区内存在挤压的构造环境中(孙德有等, 2004; Zhangetal., 2004; 曹花花, 2013; Wangetal., 2015; Liuetal., 2020)。此外，延吉地区的晚二叠世地层中含有主要来自华北板块北缘的碎屑物质，而早-中三叠世地层中含有来自佳木斯地块和华北克拉通的碎屑物质(Duetal., 2019; Zhouetal., 2019)，表明此时已发生碰撞。结合本文变质流纹岩的成因及构造背景，我们认为晚二叠世-早三叠世华北板块北缘东段可能处碰撞早期，俯冲板片的断离诱发软流圈地幔熔融以及幔源岩浆上升侵位，形成新生地壳并导致地壳加厚。

周建波等(2013)对呼兰群中碎屑沉积锆石的研究认为华北板块北缘东段的碰撞造山过程可能一直持续到中三叠世。张超(2014)认为在延边地区古亚洲洋中三叠世早期最终闭合，晚三叠世晚期之后，古亚洲洋碰撞造山的影响作用彻底消失，～200Ma左右进入了古太平洋构造域的控制下。另外，刘锦(2017)在照北山组获得了一组谐和年龄为245Ma的变质年龄，认为碰撞造山的最终闭合时间。研究区变质安山岩(～218Ma)是造山过程演化到最后阶段的产物。综合前人研究认为古亚洲洋在中三叠世早期(～245Ma)最终闭合，碰撞造山的影响一直持续到晚三叠世早期，直到晚三叠世中-晚期古亚洲洋的影响作用消失，进入伸展垮塌状态。

综上，我们认为在这期间华北板块北缘东段的演化模式为：(1)早-中二叠世期间华北板块北缘东段处于活动大陆边缘构造环境中，古亚洲洋双向俯冲(图12a)；(2)晚二叠世-早三叠世可能处于碰撞初期，俯冲板片的断离诱发软流圈地幔熔融以及幔源岩浆上升侵位，形成新生地壳并导致地壳加厚(图12b)；(3)古亚洲洋在中三叠世早期(～245Ma)最终闭合，碰撞造山的影响一直持续到晚三叠世早期(～225Ma)(图12c)，晚三叠世中-晚期古亚洲洋的影响作用消失。

6 结论

(1)开原地区尖山子变质流纹岩形成于晚二叠世，变质安山岩形成于晚三叠世，尖山子火山岩存在两期岩浆作用：晚二叠世-早三叠世(247～256Ma)和晚三叠世(～225Ma)。

(2)开原地区尖山子火山岩变质流纹岩形成于活动大陆边缘构造环境，起源于新增生玄武质下地壳的部分熔融，还有少量古老地壳物质的混染。变质安山岩可能处于由造山阶段俯冲挤压转换为造山后伸展阶段这一过程中，由基性下地壳物质部分熔融的产物。

(3)开原地区华北板块北缘东段在二叠世期间处于活动大陆边缘构造环境中，古亚洲洋双向俯冲；晚二叠世-早三叠世俯冲板片的断离诱发软流圈地幔熔融以及幔源岩浆上升侵位，形成新生地壳并导致地壳加厚。古亚洲洋在中三叠世早期最终闭合，碰撞造山的影响可能一直持续到晚三叠世早期。