玄雨菲 董曉杰, 2 王長兵 劉正宏, 2 張諾 王晨 高煜 李夢琪

1. 吉林大學(xué)地球科學(xué)學(xué)院，長春 130061 2. 自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室，長春 130061 3. 云南省核工業(yè)二〇九地質(zhì)大隊，昆明 650106

華北克拉通因出露3.8Ga的始太古代巖石，被認(rèn)為是世界上最古老的克拉通之一(Liuetal.,1992; Zhaietal., 2005; 吳福元等, 2005; Zhaoetal., 2012; 崔芳華等, 2020)。華北克拉通北抵中亞造山帶，西南倚祁連山-秦嶺-大別造山帶，東南臨蘇魯-臨津江造山帶(Wang and Mo, 1995)。晚古生代-早三疊世，古亞洲洋和大別-蘇魯洋閉合，華北克拉通演變?yōu)闁|亞大陸的一部分。中生代華北克拉通東部的地殼厚度<35km，巖石圈厚度在60～100km，相較于西部地殼厚度40～60km，巖石圈厚度80～100km明顯減薄(Wuetal., 2019)，并伴有強(qiáng)烈的巖漿作用、構(gòu)造活動、巨量金屬成礦作用，這一現(xiàn)象被稱為克拉通破壞(Yangetal., 2007, 2021;吳福元等, 2008; Yang and Wu, 2009; Zhuetal., 2011, 2012b; Li, 2013; Tangetal., 2013; Wuetal., 2014)。

克拉通破壞是目前板塊構(gòu)造學(xué)的研究熱點之一，1975年海城大地震和1976年唐山大地震的發(fā)生表明華北克拉通仍然存在強(qiáng)烈的構(gòu)造活動。目前對華北克拉通破壞的起始時間存在以下不同的觀點：晚三疊世(韓寶福等, 2004; Yangetal., 2010; Wangetal., 2022a)、晚侏羅世(Gaoetal., 2004)以及早白堊世(Yangetal., 2003, 2008; Wuetal., 2005)。華北克拉通中生代巖漿巖組合、地球化學(xué)特征、巖石空間分布規(guī)律，以及NE-NEE向的繼承性活動斷裂和伸展斷陷盆地的空間展布特征指示古太平洋板塊的俯沖作用是華北克拉通破壞發(fā)生的一級驅(qū)動力(Zhangetal., 2012b; 許文良等, 2013; Jietal., 2015; Qietal., 2015; Wangetal., 2016; Zhaoetal., 2017; Yangetal., 2018; Pangetal., 2020)。古太平洋板塊的初始俯沖可能發(fā)生于二疊紀(jì)(Ernstetal., 2007; Yangetal., 2015)、晚三疊世(Zhouetal., 2014; Wilde, 2015; Maetal., 2017; Guanetal., 2022)、早-中侏羅世(Yuetal., 2012; Zhangetal., 2016; Zhu and Xu, 2019; 許文良等, 2022)以及白堊紀(jì) (Chenetal., 2008)?！?45Ma,俯沖的古太平洋板塊發(fā)生回退(Wuetal., 2019; Ma and Xu, 2021)，并于130～120Ma的早白堊世早期達(dá)到峰值(Yang and Li, 2008; Jiangetal., 2010; Liuetal., 2019; Fangetal., 2021)。古太平洋板塊的俯沖回撤使華北克拉通整體處于伸展背景而導(dǎo)致克拉通破壞，破壞峰期伴隨著大規(guī)模I型花崗巖、A型花崗巖、雙峰式火山巖、埃達(dá)克質(zhì)巖漿巖活動(Yuetal., 2009; Lietal., 2011; Peietal., 2011a; 秦亞等, 2013)，以及最活躍與強(qiáng)烈的成礦作用 (翟明國等, 2005; 楊立強(qiáng)等, 2014)。

吉林南部位于華北克拉通東北部，位于中亞造山帶東段，地處歐亞板塊東部邊緣(圖1a)。中生代，受古亞洲洋構(gòu)造體系、蒙古-鄂霍茨克構(gòu)造體系、揚子克拉通與華北克拉通碰撞體系以及環(huán)太平洋構(gòu)造體系的疊加影響，地質(zhì)構(gòu)造背景復(fù)雜(Wuetal., 2007; 唐杰等, 2018)，是系統(tǒng)研究華北克拉通破壞成因機(jī)制與演化歷史的理想?yún)^(qū)域。吉南地區(qū)早白堊世巖漿活動強(qiáng)烈，巖石類型多樣，巖漿源區(qū)包括富集巖石圈地幔(裴福萍等, 2009; Maetal., 2016; Zhouetal., 2021; Fengetal., 2020)、虧損的軟流圈地幔(Yangetal., 2007)、古老地殼和新增生地殼(Jietal., 2015; Zhangetal., 2020, 2021; Chenetal., 2022)，其地球化學(xué)特征的差異主要受源區(qū)成分與熔融程度的控制(張旗等, 2008)。白山地區(qū)的埃達(dá)克質(zhì)火山巖開展工作相對較少，埃達(dá)克質(zhì)侵入巖更是鮮有報道(Chenetal., 2022)。本文以吉南興林花崗斑巖與紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r為主要研究對象，進(jìn)行全巖地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)以及Hf同位素的綜合研究，通過系統(tǒng)分析與對比，確定吉南地區(qū)早白堊世埃達(dá)克質(zhì)巖漿巖的巖石成因、源區(qū)性質(zhì)以及構(gòu)造背景。在以上工作的基礎(chǔ)上，結(jié)合江源含角礫流紋質(zhì)巖屑晶屑凝灰?guī)r的鋯石U-Pb年齡及Hf同位素特征，確定吉南地區(qū)早白堊世巖漿活動與源區(qū)特征，探討古太平洋板塊晚中生代俯沖與回退過程，剖析早白堊世華北克拉通破壞與巖石圈減薄機(jī)制。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

華北克拉通東北部包含北部龍崗陸塊，南部狼林陸塊以及兩陸塊之間的膠-遼-吉造山帶(Lietal., 2005; Zhaoetal., 2005; 陳煜嵩等, 2020)。吉林省南部位于龍崗陸塊與膠-遼-吉造山帶交界地帶(圖1a)，具有構(gòu)造演化復(fù)雜，巖漿活動多期的特點(劉永江等, 1997)。太古宙龍崗陸塊以廣泛分布TTG片麻巖與殼源富鉀花崗巖為主要特征，成為華北克拉通最重要的太古宙基底研究區(qū)之一(李鵬川等, 2016)。古元古代膠-遼-吉造山帶以發(fā)育綠片巖相至麻粒巖相變質(zhì)火山沉積巖系為特征(李三忠等, 2004; Zhouetal., 2008; 朱建江等, 2021)，沉積時限在1.8～2.2Ga之間(Luoetal., 2004; Luetal., 2006; Li and Zhao, 2007)。造山帶內(nèi)出露大面積古元古代巖漿巖，包括A型花崗巖、二長花崗巖、堿性花崗巖以及基性-超基性巖，成因可能與龍崗陸塊與狼林陸塊碰撞和隨后形成的伸展環(huán)境有關(guān)(路孝平等, 2004; 劉福來等, 2015; 許王等, 2017)。區(qū)內(nèi)新元古界-古生界沉積蓋層大規(guī)模出露，新元古界為碎屑巖與碳酸鹽巖建造，下古生界為一套淺海碳酸鹽巖建造，上古生界為一套含煤陸緣碎屑巖建造(圖2)。

中生代伊澤奈崎板塊高速向歐亞板塊NNW向俯沖使得研究區(qū)內(nèi)形成近S-N的擠壓應(yīng)力(Engebretsonetal., 1985; Maruyamaetal., 1997)，蒙古-鄂霍茨克洋最終閉合使得東北地區(qū)擠壓更加劇烈(Peietal., 2011c; Lietal., 2012; 顧承串等, 2016)。隨后伊澤奈崎板塊后退，整個研究區(qū)處于NW-SE 向拉張環(huán)境(Renetal., 2002; Zhangetal., 2012b; Xuetal., 2013; Dongetal., 2015)，華北克拉通東北部NE-NNE向斷裂如敦化-密山斷裂帶、鴨綠江斷裂帶均表現(xiàn)為張性特征，沿斷裂發(fā)育一系列斷陷盆地。吉南地區(qū)白堊紀(jì)斷陷盆地中形成了果松組、林子頭組等火山沉積巖系。果松組巖性主要以杏仁狀、斑狀安山巖為主，含少量凝灰熔巖及凝灰質(zhì)砂礫巖，總體呈北東向展布。林子頭組巖性主要為火山碎屑巖與中酸性熔巖，以及少量凝灰質(zhì)砂巖(吉林省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1988)。吉南地區(qū)出露晚三疊世-早白堊世巖漿巖，其中早白堊世侵入巖和火山巖分布廣泛(圖1b)，巖漿活動時間限定在131～120Ma(Lietal., 2011; Peietal., 2011a; Fengetal., 2020; 周皓等, 2020; Zhangetal., 2020, 2021)。侵入巖以花崗質(zhì)巖石為主，沿鴨綠江斷裂帶自東北向西南出露，平行于歐亞大陸東部邊緣(圖1b)?；鹕綆r多產(chǎn)于火山-沉積盆地，以堿性系列的粗面巖、安山巖為主，發(fā)育少量流紋巖(裴福萍等, 2009; Yuetal., 2009)。此外，通化赤松柏地區(qū)出露基性-超基性巖，鋯石U-Pb年齡為137～129Ma(Peietal., 2011b)，老嶺A型花崗巖年齡為125～121Ma(秦亞等, 2013)。該時期是中國東部早白堊世最強(qiáng)烈的一次巖漿活動(Wuetal., 2005)。

2 巖石特征

花崗斑巖(20JN14-1)采自通化興林侵入體，坐標(biāo)N42°1′20″、E126°8′32″?；◢彴邘r呈巖株侵入太古代片麻巖中，形狀不規(guī)則，出露面積約50km2。風(fēng)化面黃褐色，新鮮面肉紅色，斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。斑晶為斜長石，正長石，石英，角閃石，少量黑云母。石英斑晶自形程度好，呈粒狀，單偏光鏡下無色，粒徑1.5～2mm，含量25%；斜長石斑晶自形程度好，呈板狀，粒徑1.25～7.5mm，發(fā)育明顯的聚片雙晶，少數(shù)具有斜長石環(huán)帶，絹云母化嚴(yán)重，含量約20%(圖3a)；正長石斑晶自形程度一般，可見卡式雙晶，粒徑約1.5～5mm，含量約10%；角閃石自形程度中等，部分呈長柱狀，單偏光鏡下呈綠色，多色性明顯，大小不等，粒徑0.25～1.5mm，存在綠泥石化和綠簾石化蝕變(圖3b)，部分干涉色異常，含量4%；黑云母呈片狀，一組極完全解理，干涉色較高，粒徑0.25mm，含量約1%?；|(zhì)為顯微晶質(zhì)結(jié)構(gòu)，含量約40%。

含角礫流紋質(zhì)巖屑晶屑凝灰?guī)r(20JN13-1)采自江源區(qū)果松組，坐標(biāo)N42°3′4″、E126°34′5″?；鹕剿樾冀Y(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。火山碎屑主要是巖屑和晶屑，含量約30%。晶屑主要是石英及透長石，含量15%。石英單偏光鏡下無色，干涉色一級黃白，呈粒狀，分布均勻，粒徑0.125～0.5mm；透長石呈尖棱角狀及次棱角狀，橫向裂紋發(fā)育，粒徑大小不一，最大可達(dá)2.25mm；巖屑含量15%，主要為中、酸性熔巖(圖3c)?；|(zhì)主要組成為石英、透長石和斜長石。

安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r(N20HX-1)采自紅土崖地區(qū)林子頭組，坐標(biāo)N41°45′46.35″、E126°24′37.17″?；鹕剿樾冀Y(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造?；鹕剿樾家跃紴橹鳎s50%～60%。晶屑大小不一，主要有斜長石、角閃石、黑云母、石英。斜長石自形程度好，板狀，一級灰白干涉色，聚片雙晶發(fā)育，粒徑0.25～2.25mm，含量35%；角閃石自形程度好，呈長柱狀，多色性明顯，有綠泥石化的暗化邊，粒徑0.2～0.5mm，含量15%；黑云母較少含量約7%，片狀，一組極完全解理，干涉色較高，粒徑約0.1～0.2mm(圖3d)；石英含量約3%，有熔蝕現(xiàn)象，粒狀，粒徑0.05～0.1mm?；|(zhì)含量40%～50%，膠結(jié)物為安山質(zhì)，局部具有碳酸巖化現(xiàn)象。

3 分析方法

3.1 鋯石U-Pb同位素測年

測試樣品挑選與制靶在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司完成。將樣品粉碎為200目，采用浮選和電磁方法進(jìn)行鋯石挑選，隨后按照常規(guī)方法進(jìn)行樣品鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像采集和制靶。其中鋯石的透射光、反射光和CL圖照相工作是在日本電子JSM6510掃描電子顯微鏡Gatan陰極熒光探頭下完成的，在將得到的透射反射光、CL圖反復(fù)比對后，確定自形程度較好，擁有震蕩環(huán)帶的部位，以便保證測試年齡的準(zhǔn)確性。

鋯石U-Pb同位素定年在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用LA-ICP-MS分析完成。取樣使用的是GeolasPro激光剝蝕系統(tǒng)，由COMPexPro 102 ArF準(zhǔn)分子激光器和MicroLas光學(xué)系統(tǒng)組成。離子信號強(qiáng)度用Agilent 7700e ICP-MS接收，在低于1Hz的激光重復(fù)率下也能產(chǎn)生平滑信號。在分析過程中，根據(jù)鋯石大小和U含量使用了32μm光斑尺寸，具體測試過程見文獻(xiàn)(Zongetal., 2010, 2017)。U-Pb同位素定年采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91500和玻璃標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST610作外標(biāo)分別進(jìn)行同位素和微量元素分餾校正(Wiedenbecketal., 1995)。用GJ-1(Jacksonetal., 2004)和Ple?ovice(Slámaetal., 2008)作為鋯石標(biāo)準(zhǔn)樣品監(jiān)測所獲得的U-Pb數(shù)據(jù)的穩(wěn)定性和準(zhǔn)確性。對U-Pb數(shù)據(jù)的離線處理用軟件ICPMSDataCal完成(Liuetal., 2008, 2010b)。U-Pb年齡計算和諧和圖繪制用Isoplot/Ex_ver3完成(Ludwig, 2003)。

3.2 主量、微量元素分析

主量元素和微量元素分析在澳實分析檢測(廣州)有限公司進(jìn)行。在將去除風(fēng)化面的新鮮樣品進(jìn)行清洗、研磨、粉碎后，得到200目用于主量、微量元素分析的巖石粉末。主量元素采用X射線熒光光譜儀測定，方法為X-熒光光譜法(ME-XRF26d)。微量元素和稀土元素采用電感耦合等離子體質(zhì)譜儀測定，方法為ICP-MS(ME-MS81)。

3.3 Hf同位素分析

鋯石Hf同位素分析測試在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司利用LA-MC-ICP-MS完成。激光剝蝕系統(tǒng)為Geolas HD，多接收杯等離子體質(zhì)譜為Neptune Plus，同時配備提高同位素測試精度的信號平滑裝置，使用氦氣載氣。分析使用單點剝蝕模式，斑束固定為32μm(Huetal., 2012)。Hf和Yb的質(zhì)量分餾系數(shù)βHf和βYb用179Hf/177Hf=0.7325和173Yb/171Yb=1.132685計算，實時獲取的鋯石本身的βYb就可以用于干擾校正，176Yb對176Hf的同量異位干擾用176Yb/173Yb=0.79639消除(Fisheretal., 2014)。鋯石Hf同位素標(biāo)準(zhǔn)校正采用91500和GJ-1國際鋯石以及SP-01鋯石，用于更好地監(jiān)控測得同位素數(shù)據(jù)質(zhì)量。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb定年

本文對2個火山碎屑巖樣品(N20HX-1、20JN13-1)和1個花崗斑巖樣品(20JN14-1)進(jìn)行LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年分析(表1)。部分CL圖像(圖4b-d)顯示鋯石形狀為自形到半自形，其中自形形狀為長柱狀，長寬比介于2:1～3:1，具有明顯振蕩生長環(huán)帶特征。

表1 吉南地區(qū)巖漿巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb同位素年齡分析結(jié)果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb age data of zircons separated from the magmatic rocks in southern Jilin Province

續(xù)表1Continued Table 1

4.1.1 興林花崗斑巖鋯石U-Pb定年

興林花崗斑巖(樣品20JN14-1)的鋯石稀土元素表現(xiàn)出從La到Lu的含量明顯增加以及強(qiáng)烈的Ce正異常的特征，(圖4a, 數(shù)據(jù)略)，δCe為1.20～324.5，與“巖漿成因”的鋯石REE模式特征相似(Pelleteretal., 2007; Dongetal., 2019)，表明花崗斑巖中的鋯石為巖漿成因。15顆鋯石U-Pb測點年齡均落在206Pb/238U-207Pb/235U的諧和線上或附近(圖4b)，剔除1個160Ma的偏離點之后，206Pb/238U加權(quán)平均年齡為130±1Ma(MSWD=1.80, n=14)，表明其巖漿結(jié)晶年齡限定在早白堊世。

4.1.2 白山地區(qū)火山巖鋯石U-Pb定年

紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r(樣品N20HX-1)鋯石Th含量為150×10-6～384×10-6，U含量199×10-6～523×10-6，Th/U為0.61～0.97。江源含角礫流紋質(zhì)巖屑晶屑凝灰?guī)r(樣品20JN13-1)鋯石Th含量為455×10-6～1927×10-6，U含量789×10-6～1699×10-6，Th/U為0.56～1.13。2件樣品的鋯石Th/U均大于0.10，鋯石稀土元素具有明顯的左傾斜型，強(qiáng)烈的Ce正異常與Eu負(fù)異常(圖4a, 數(shù)據(jù)略)，表明鋯石為巖漿成因鋯石(Koschek, 1993)。

紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r(樣品N20HX-1)的30粒鋯石U-Pb測年結(jié)果中，有24粒鋯石年齡諧和度較高。U-Pb年齡均落在206Pb/238U-207Pb/235U諧和線上(圖4c)，剔除兩顆約260Ma捕獲鋯石年齡后，206Pb/238U加權(quán)平均年齡為128±1Ma (MSWD=1.80, n=22)。江源含角礫流紋質(zhì)巖屑晶屑凝灰?guī)r(樣品20JN13-1)的30粒鋯石U-Pb測年結(jié)果中，22粒鋯石年齡諧和度較高，U-Pb年齡均落在206Pb/238U-207Pb/235U的諧和線上(圖4d)，加權(quán)平均年齡為120±1Ma(MSWD=1.20, n=22)。2件樣品的鋯石加權(quán)平均年齡表明研究區(qū)內(nèi)火山巖的結(jié)晶年齡在128～120Ma。

4.2 全巖地球化學(xué)

采自吉南地區(qū)的10件樣品的主、微量元素分析見表2。

表2 吉南地區(qū)巖漿巖的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結(jié)果Table 2 Whole rock major (wt%) and trace (×10-6) element compositions of the magmatic rocks in southern Jilin Province

4.2.1 興林花崗斑巖地球化學(xué)特征

興林花崗斑巖的SiO2含量變化較小(68.31%～68.80%)，興林花崗斑巖微量元素特征在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖6a)表現(xiàn)為富集Rb、Ba、Th、U、K等大離子親石元素(LILEs)，強(qiáng)虧損Nb、Ti、P等高場強(qiáng)元素(HFSEs)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解中(圖6b)表現(xiàn)為右傾型。稀土元素總量(∑REE)為84.34×10-6～97.36×10-6，LREE/HREE=14.5～15.7，(La/Yb)N=21.4～27.3，輕稀土元素(LREEs)富集，重稀土元素(HREEs)虧損，輕重稀土元素內(nèi)部分餾明顯((La/Sm)N=3.85～4.41，(Gd/Yb)N=3.20～3.59)。樣品δEu為0.82～0.88，顯示具有弱的負(fù)銪異常。

富鋁Al2O3(15.19%～15.44%)、富堿(Na2O+K2O=8.00%～8.20%)。其CaO含量為0.99%～1.57%，TiO2含量為0.30%～0.32%，F(xiàn)eOT含量為2.41%～2.70%，MgO含量1.39%～1.48%(Mg#=48.74～50.74)。在TAS(Na2O+K2O-SiO2)圖解中，樣品集中落入花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖5a)。在K2O-SiO2系列圖解中，樣品均顯示為高鉀鈣堿性系列(圖5b)。富鋁指數(shù)A/CNK=1.06～1.14，A/NK=1.32～1.36，表明樣品為準(zhǔn)鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)花崗巖(圖5c)。

4.2.2 白山地區(qū)火山巖地球化學(xué)特征

紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r樣品的SiO2含量為61.24%～63.24%。富鋁Al2O3(15.44%～15.98%)、富堿(Na2O+K2O=9.00%～9.30%)。其CaO含量為3.29%～4.48%，TiO2含量為0.50%～0.52%，F(xiàn)eOT含量為3.43%～3.63%，MgO含量1.88%～1.96%(Mg#=48.66～49.96)。在TAS圖解中，樣品落入堿性系列的粗面巖區(qū)域內(nèi)(圖5d)，里特曼組合指數(shù)δ=4.18～4.77(平均值4.44)，在3.3～9.0區(qū)間，也表明其為堿性巖。

紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖6a)，表現(xiàn)為富集Cs、Ba、Th、U、K、Sr等大離子親石元素(LILEs)，強(qiáng)烈虧損Nb、Ti、P等高場強(qiáng)元素(HFSEs)。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解中(圖6b)表現(xiàn)為右傾型，整體左陡右緩。稀土元素總量為147.07×10-6～160.7×10-6，LREE/HREE=15.4～16.5，(La/Yb)N=24.0～25.1，輕重稀土元素發(fā)生了較大分異，輕稀土元素相對富集。(La/Sm)N=4.48～4.70，(Gd/Yb)N=2.85～2.91，輕重稀土元素內(nèi)部都發(fā)生了分異作用，輕稀土元素分餾更明顯。樣品δEu為0.88～0.94，顯示微弱的負(fù)銪異常特征。

4.3 鋯石Hf同位素

本文的3件樣品(20JN13-1、20JN14-1、N20HX-1)鋯石原位Hf同位素測試結(jié)果見表3。興林花崗斑巖樣品20JN14-1的10顆鋯石176Hf/177Hf為0.282186～0.282688，εHf(t)介于-17.96～-0.19，兩階段虧損模式年齡tDM2=1197～2313Ma。紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)rN20HX-1的10顆鋯石176Hf/177Hf為0.282791～0.282852，εHf(t)介于3.37～5.47，兩階段虧損模式年齡tDM2=830～967Ma。江源含角礫流紋質(zhì)巖屑晶屑凝灰?guī)r20JN13-1的10顆鋯石176Hf/177Hf為0.282625～0.282730，εHf(t)介于-2.69～1.00，兩階段虧損模式年齡tDM2=1115～1349Ma(圖7)。

表3 吉南地區(qū)巖漿巖的鋯石Hf同位素分析結(jié)果Table 3 Zircon Hf isotopic data of the magmatic rocks in southern Jilin Province

5 討論

5.1 吉南早白堊世巖漿巖石成因及源區(qū)特征

興林花崗斑巖與紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r高SiO2(61.24%～68.80%)、Al2O3(15.19%～15.98%)，高Na2O/K2O(1.30～1.62)。稀土元素總量較高，球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土分布模式為輕稀土富集， 重稀土虧損的右傾型， 富集Rb、Ba、Th、U、K、Sr等大離子親石元素，強(qiáng)虧損Nb、Ti、P等高場強(qiáng)元素，輕重稀土分餾明顯。結(jié)合興林花崗斑巖全巖鋯飽和溫度為798～815℃，確定興林花崗斑巖為I型花崗巖。興林花崗斑巖與紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r上述地球化學(xué)特征與活動大陸邊緣弧巖漿巖特征相似，在Rb-(Y+Nb)和Ta-Yb判別圖解中，興林花崗斑巖和紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r的樣品均落在火山弧花崗巖區(qū)域內(nèi)(圖8a, b)。在Th/Yb-Ta/Yb和Th/Ta-Yb的判別圖解中，樣品均落在活動大陸邊緣區(qū)域內(nèi)(圖8c, d)。

除上述地球化學(xué)特征，興林花崗斑巖與紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r具有高Sr(551×10-6～630×10-6)、高Sr/Y(45.27～93.13)、高(La/Yb)N(21.41～27.34)，貧Y(6.8×10-6～13.1×10-6)、貧Yb(0.53×10-6～1.03×10-6)，微弱的負(fù)銪異常(δEu=0.82～0.94)等特征，具有埃達(dá)克質(zhì)巖石的地球化學(xué)特征(Defant and Drummond, 1990; 張旗等, 2003; Martinetal., 2005; Castillo, 2006; Xuetal., 2006)。在 (La/Yb)N-YbN與Sr/Y-Y判別圖解中，樣品點均落入埃達(dá)克巖區(qū)(圖9)。通常情況下，埃達(dá)克質(zhì)巖的成因模式包括：(1)俯沖大洋玄武質(zhì)洋殼部分熔融(Defant and Drummond, 1990; Martinetal., 2005)；(2)玄武質(zhì)巖漿的同化混染與結(jié)晶分異(Castilloetal., 1999; Richards and Kerrich, 2007)；(3)加厚下地殼直接熔融；(4)拆沉下地殼的部分熔融(Kay and Kay, 1993; Xuetal., 2002, 2006; Chungetal., 2003; Castillo, 2008; Coldwelletal., 2011; Wangetal., 2020)。

興林花崗斑巖和紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)rCr含量遠(yuǎn)小于幔源巖漿Cr含量(>1000×10-6)，Nb/U值(2.37～2.63)與Ta/U值(0.14～0.20)遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于地幔直接熔融形成巖石的比值(Nb/U=47，Ta/U=2.7)(Hofmann, 1988; 王安琪等, 2021)。Rb/Sr值為0.16～0.18，Th明顯富集(6.60×10-6～15.90×10-6)，與俯沖洋殼熔融形成的埃達(dá)克巖Rb/Sr<0.05以及Th含量低的特征不符(Huangetal., 2009)。此外，興林花崗斑巖與紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r的K2O含量為3.22%～3.58%(>3%)，Na2O/K2O值為1.30～1.62 (<12)，明顯與俯沖洋殼熔融形成的埃達(dá)克巖由于殘留相存在含水角閃石而富鈉貧鉀(K2O<3%，Na2O/K2O>12)的特征不同(Liuetal., 2010a)。而大陸地殼殘留相為榴輝巖相，不存在角閃石，會使得產(chǎn)生的埃達(dá)克質(zhì)熔體富鉀(Huang and He, 2010)。在MgO-SiO2圖解與Mg#-SiO2圖解中，所有樣品落入下地殼熔融區(qū)域(圖10)，指示研究區(qū)埃達(dá)克質(zhì)巖石的巖漿源區(qū)可能來自大陸地殼而不是俯沖的大洋板片。

興林花崗斑巖與紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r內(nèi)均可見角閃石斑晶(圖3)，但角閃石的大規(guī)模分離結(jié)晶會使得稀土元素配分圖顯示為“U”型特點(Rollinson, 1993)，這與本區(qū)樣品稀土元素配分形式呈“右傾型”的地球化學(xué)特征相悖。其次，無論是石榴子石高壓分離結(jié)晶，還是角閃石低壓分離結(jié)晶，在SiO2與Sr/Y、Dy/Yb、La、La/Y的協(xié)變圖解中(圖11)，本區(qū)埃達(dá)克質(zhì)巖并未顯示出結(jié)晶分異的趨勢。角閃石低壓分離結(jié)晶會使得SiO2與Sr/Y呈正相關(guān)，與Dy/Yb呈負(fù)相關(guān)(Moyen, 2009)，圖中顯示SiO2與Sr/Y、Dy/Yb并無線性關(guān)系。玄武質(zhì)巖漿分離結(jié)晶具有較大的SiO2變化范圍(Lietal., 2009)，但興林花崗斑巖(SiO2=68.31%～68.80%)與紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r(SiO2=61.24%～63.24%)變化范圍較小，并且缺乏鐵鎂質(zhì)巖石端元。因此，本文認(rèn)為玄武質(zhì)巖漿的同化混染與結(jié)晶分異不能解釋本區(qū)埃達(dá)克質(zhì)巖的源區(qū)成因。

興林花崗斑巖相對富SiO2(68.31%～68.80%>68%)，貧MgO(1.39%～1.48%<1.5%)，Cr含量(50×10-6～60×10-6)和V含量(51×10-6～56×10-6)較拆沉下地殼部分熔融形成的埃達(dá)克質(zhì)巖相對較低，表明興林花崗斑巖可能是加厚下地殼直接熔融所形成的埃達(dá)克質(zhì)巖(Wangetal., 2006b; 洪宇飛等, 2020)。紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r相對貧SiO2(61.24%～63.24%<68%)，富MgO(1.88%～1.96%>1.5%)，V含量(82～89×10-6)，Cr含量(220×10-6～230×10-6)遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于加厚下地殼直接熔融成因的Cr含量，這可能是由于拆沉下地殼部分熔融形成的巖漿在上升時與地幔橄欖巖發(fā)生相互作用，使得紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r顯示幔源物質(zhì)加入的特征(Gaoetal., 2004; Wangetal., 2006b; Zhangetal., 2010; 洪宇飛等, 2020)。在Mg#-SiO2、TiO2-SiO2、Yb-SiO2、Al2O3-SiO2、Th-SiO2以及K2O/Na2O-K2O圖解中(圖12)，興林花崗斑巖落在加厚下地殼直接熔融的埃達(dá)克質(zhì)巖區(qū)域或鄰近位置，紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r落在拆沉下地殼熔融形成的埃達(dá)克巖區(qū)域及鄰近位置，與前述判斷保持一致。興林花崗斑巖與紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r均具有富集LREE，虧損HREE，微弱的負(fù)銪異常(0.82～0.94)等特征，指示源區(qū)存在石榴石和少量斜長石殘留。

興林花崗斑巖εHf(t)值介于-17.96～-0.19，兩階段虧損模式年齡tDM2=1197～2313Ma，暗示興林花崗斑巖來自古元古代-中元古代的加厚的鐵鎂質(zhì)下地殼直接熔融。興林花崗斑巖εHf(t)值域變化范圍較廣，Mg#值偏高進(jìn)一步揭示在花崗巖形成過程中，地幔巖漿不僅提供熱源還提供了部分物質(zhì)，使得少量幔源物質(zhì)混入花崗巖中(Sunetal., 2010, 2019)。紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r的εHf(t)值介于3.37～5.47，兩階段虧損模式年齡tDM2=830～967Ma，表明紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r來自新元古代的新生地殼部分熔融，是拆沉的榴輝巖質(zhì)下地殼的部分熔融與地幔橄欖巖發(fā)生反應(yīng)的產(chǎn)物。江源含角礫流紋質(zhì)巖屑晶屑凝灰?guī)r的εHf(t)值介于-2.69～1.00，兩階段模式年齡tDM2=1115～1349Ma，與前述二者均不一致，表明吉南地區(qū)早白堊世巖漿源區(qū)較為復(fù)雜，具有多組分、多來源的特點，揭示當(dāng)時陸殼物質(zhì)組成的不均一，既有古元古代的古老地殼也存在新元古代的新生地殼，華北克拉通東北部發(fā)生兩次地殼增生事件(陸松年等, 2012; 高福紅等, 2013; Wangetal., 2014; 付俊彧等, 2021)。

5.2 吉南早白堊世構(gòu)造演化背景及其對華北克拉通破壞的制約

華北克拉通北緣在晚中生代出露大量堿質(zhì)A型花崗巖，東北地區(qū)發(fā)育大量雙峰式火山巖(許歡等, 2013)。在華北克拉通東北部以及吉黑東部其他區(qū)域，四道溝組，二股砬子組等具有代表性的地層出露的火山巖表現(xiàn)為鈣堿性特征，年齡限制在131～113Ma(Yuetal., 2009)，果松組中存在高鉀鈣堿性系列的輝石安山巖-角閃安山巖-玄武安山巖組合，其中角閃安山巖40Ar-39Ar年齡為130～129Ma，指示早白堊世期間古太平洋板塊的俯沖作用。向西至吉南老嶺地區(qū)和松遼盆地有典型的A型花崗巖出露(秦亞等, 2013; Lietal., 2015)。松遼盆地中沿長嶺斷裂帶出露的營城子組雙峰式火山巖(115～106Ma)，大興安嶺內(nèi)輝長巖-花崗巖組合，以及通化赤松柏地區(qū)和遼東地區(qū)的輝長巖-閃長巖組合(134Ma)等一系列雙峰式火山巖組合均表明，早白堊世華北克拉通東北部處于后碰撞伸展構(gòu)造環(huán)境(林強(qiáng)等, 2003; Peietal., 2011b; 許文良等, 2013; Liuetal., 2022)，這一結(jié)論也得到饒河增生雜巖晚侏羅世-早白堊世構(gòu)造就位的限制(Wangetal., 2017; 許文良等, 2019)。同時，華北克拉通東北部強(qiáng)烈的伸展活動還表現(xiàn)在一系列早白堊世變質(zhì)核雜巖、伸展穹隆、拆離斷層和斷陷盆地的發(fā)育(Zhangetal., 2012a; Zhuetal., 2012a)。遼西醫(yī)巫閭山變質(zhì)核雜巖中白云母的40Ar-39Ar年齡為131.6±1Ma(李剛等, 2012)，遼東新房變質(zhì)核雜巖鋯石U-Pb年齡為123.2±1.9Ma(張璟等, 2020)，遼西瓦子峪拆離斷層的40Ar-39Ar年齡被限定在120～113Ma(Shietal., 2020)。NE-NNE向斷裂如鴨綠江斷裂帶、敦化-密山斷裂帶等在遙感影像上表現(xiàn)為鋸齒狀折線形，斷裂帶內(nèi)表現(xiàn)為可見斷層三角面、斷層陡崖，發(fā)育寬窄差異較大的條帶狀負(fù)地形的張性特征，并且沿著斷裂發(fā)育一系列早白堊世新生斷陷盆地(朱光等, 2001; Jahnetal., 2015; Tangetal., 2016)。沿著敦化-密山斷裂帶呈北東向排列的果松盆地、通化盆地、敦化盆地以及柳河盆地，盆地內(nèi)及相鄰地區(qū)產(chǎn)出高鎂埃達(dá)克質(zhì)巖(Maetal., 2016; Zhouetal., 2021)。沿鴨綠江斷裂帶分布的丹東盆地、綠江村盆地和涼水盆地內(nèi)的火山巖年齡及40Ar-39Ar年齡將鴨綠江斷裂帶早白堊世繼承性活動限定在131～100Ma(Zhangetal., 2019)。遼西排山樓大型金礦、吉南板廟子金礦等一系列早白堊世淺成低溫?zé)嵋盒徒鸬V床在陸緣內(nèi)側(cè)廣泛發(fā)育，表現(xiàn)為類似弧后的伸展環(huán)境。綜上所述，早白堊世華北克拉通東北部處于強(qiáng)烈伸展的構(gòu)造背景，而在這之前地殼加厚事件就已經(jīng)發(fā)生。

中生代期間多重構(gòu)造體系影響東北地區(qū)，如古亞洲洋構(gòu)造體系、蒙古-鄂霍茨克洋構(gòu)造體系、揚子克拉通與華北克拉通碰撞體系以及環(huán)太平洋構(gòu)造體系(Jiangetal., 2012; 唐杰等, 2018)。蒙古-鄂霍茨克洋構(gòu)造體系主要影響范圍在松遼盆地以西以及華北克拉通北緣西段，未包括吉南地區(qū)(Lietal., 2018)。古亞洲洋閉合時間被限定在早-中三疊世沿索倫-西拉木倫-長春-延吉縫合帶自西向東呈剪刀狀閉合(李錦軼等, 2007; Jianetal., 2010; Wangetal., 2022b)，產(chǎn)出的巖漿巖缺少中性巖，與本區(qū)大量發(fā)育安山巖、安山質(zhì)凝灰?guī)r不一致。揚子克拉通與華北克拉通碰撞會導(dǎo)致地殼增厚，但是侏羅紀(jì)東北地區(qū)仍然存在大量古老地殼基底，表明揚子克拉通與華北克拉通碰撞很有可能是華北克拉通東北部晚三疊世之前一次地殼加厚過程的成因(劉福來等, 2012)，而非本次研究區(qū)地殼加厚與拆沉的原因。通過對不同構(gòu)造域的作用時間和空間范圍限定后，可以確定吉南地區(qū)早白堊世之前的一次地殼增厚過程以及此后的拆沉作用是受環(huán)太平洋構(gòu)造體系影響的。

早-中侏羅世，吉黑東部和佳木斯地塊東緣發(fā)育鈣堿性火山巖組合(許文良等, 2022)，我國東北發(fā)育大陸弧以及廣闊的弧后體系，吉南和延邊地區(qū)出露大量埃達(dá)克質(zhì)中酸性巖(張超等, 2014)，地球化學(xué)特征與活動大陸邊緣弧巖漿巖特征相似(圖13a)。美濃地體存在160Ma的低級變質(zhì)事件，并得到黑龍江增生雜巖就位時間的支持(Isozaki, 1997; Zhouetal., 2009)。這些都為古太平洋板塊在早-中侏羅時期已經(jīng)開始俯沖提供有力證據(jù)。中侏羅世巖漿巖主要為俯沖流體交代地幔楔部分熔融成因，相較于早侏羅世巖漿巖，缺少玄武質(zhì)巖漿底侵地殼成因(Wangetal., 2017)，這一源區(qū)的性質(zhì)變化反映出中侏羅世伊澤奈崎板塊由高角度俯沖轉(zhuǎn)為低角度俯沖至華北克拉通以下，以平臥狀態(tài)存在于巖石圈與軟流圈地幔之間，華北克拉通下巖石圈增厚(Bourdonetal., 2003; Liuetal., 2012; Zheng and Dai, 2018; Wuetal., 2019; Ma and Xu, 2021)。隨著下地殼加厚，下地殼變質(zhì)為高密度的榴輝巖體。

早白堊世初期，伊澤奈崎板塊在俯沖期間板塊回撤，海溝后退(圖13b)，整個研究區(qū)處在NW-SE向拉張環(huán)境(Renetal., 2002; Xuetal., 2013; Dongetal., 2015)。此時滯留板片脫水導(dǎo)致地幔軟流圈物質(zhì)上涌，改變了巖石圈底部上覆地幔的物理性質(zhì)，使得早白堊世早期地幔提供熱源的影響顯著提高，加速侏羅紀(jì)時期形成的榴輝巖質(zhì)下地殼拆沉(Zhuetal., 2011; Zhu and Xu, 2019)。拆沉下地殼不大可能是整體進(jìn)行性的，應(yīng)當(dāng)是一種緩慢的非整體拆沉，以局部小規(guī)模的滴水式拆沉為主要表現(xiàn)形式(張旗等, 2006; 章軍鋒等, 2011)，當(dāng)榴輝巖質(zhì)下地殼密度大于下覆巖石圈地幔時，引發(fā)拆沉。130～120Ma，拆沉速率達(dá)到最高，地殼減薄達(dá)到峰值，華北克拉通破壞處于關(guān)鍵階段(姜耀輝等, 2005; Jiangetal., 2010; Liuetal., 2019)，這一時間限定與本文拆沉下地殼部分熔融形成的紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r年齡是128Ma相吻合，也得到了本地區(qū)大量巖漿巖年齡及地球化學(xué)證據(jù)支持(Fengetal., 2020; 周皓, 2021)。由于拆沉是局部進(jìn)行的，地幔提供的熱能依然可以使未達(dá)到拆沉密度的加厚榴輝巖質(zhì)下地殼直接熔融，形成興林花崗斑巖(圖13b)。緩慢的拆沉作用和熱-化學(xué)侵蝕在克拉通破壞過程中是相輔相成的，揭示了同一時期同一地區(qū)產(chǎn)出的興林花崗斑巖和紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r成因不同的原因。

在相應(yīng)的時空分布上，拆沉作用是具有時序性由西到東逐步進(jìn)行的。華北克拉通東北部的新賓盆地、桓仁盆地、果松盆地以及通化盆地中產(chǎn)出的火山巖年齡為130～124Ma，松遼盆地出露的高鎂埃達(dá)克質(zhì)巖石和A型花崗巖報道的年齡為115～104Ma(Jietal., 2019)，由西至東形成的早白堊世斷陷盆地內(nèi)出露的高鎂埃達(dá)克質(zhì)巖石和A型花崗巖年齡越來越年輕。在早白堊世早期，郯廬斷裂在東北地區(qū)的分支依蘭-伊通斷裂帶和敦化-密山斷裂帶繼承性活動，一系列湖泊沿依蘭-伊通斷裂帶北東向斷續(xù)排列，湖盆長軸方向與斷裂走向一致，由西至東三個湖盆的長約2.04km、5.84km、15.29km，湖盆規(guī)模一定程度上反應(yīng)了斷裂的活動強(qiáng)度由西至東逐漸增強(qiáng)。沿敦化-密山斷裂帶左旋剪切后由西至東出露的撫順安山巖和雞西安山巖年齡分別為123Ma和102Ma(劉程, 2019)。這些都可以證實隨著伊澤奈崎板塊回撤，拆沉作用及其與橄欖巖的反應(yīng)改造了巖石圈地幔和地殼的成分及性質(zhì)，導(dǎo)致了空間上自西向東的克拉通破壞和巖石圈減薄。

6 結(jié)論

通過對華北克拉通東北部吉南地區(qū)早白堊世侵入巖與火山巖的鋯石U-Pb年齡，巖石地球化學(xué)以及Hf同位素的研究，得出以下結(jié)論：

(1)吉南白山地區(qū)興林花崗斑巖、紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r和江源含角礫流紋質(zhì)巖屑晶屑凝灰?guī)r的形成時代是早白堊世，年齡分別為130±1Ma、128±1Ma和120±1Ma。

(2)興林花崗斑巖和紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r在地球化學(xué)特征上，具有高SiO2、Al2O3、Sr，高Na2O/K2O、Sr/Y、(La/Yb)N比值，貧Y、Yb，富集LILE，虧損HFSE，顯示微弱的負(fù)銪異常特征，屬于埃達(dá)克質(zhì)巖石。

(3)興林花崗斑巖源自加厚下地殼直接熔融，紅土崖安山質(zhì)晶屑凝灰?guī)r是拆沉的榴輝巖質(zhì)下地殼部分熔融與地幔橄欖巖發(fā)生反應(yīng)的產(chǎn)物。Hf同位素研究表明華北克拉通東北部陸殼在演化過程中存在古元古代-中元古代和新元古代兩次陸殼增生事件。

(4)華北克拉通東北部地殼增厚過程以及相應(yīng)的拆沉作用是受環(huán)太平洋構(gòu)造體系影響，早白堊世華北克拉通東北部處于伸展構(gòu)造背景下的地殼減薄時期，拆沉作用對華北克拉通破壞在空間上是自西向東進(jìn)行的。

致謝感謝兩位審稿人對本文提出的寶貴修改意見！