朱书宏，袁鹏宇，孔凡乾，聂立军，张海莹,李广铁，郭道鹏

吉林省区域地质矿产调查所，长春 130022

吉林长春双阳地区位于中亚造山带东段，挟持于西伯利亚板块、华北板块和太平洋板块之间，西拉木伦河-长春缝合带东段，古生代的构造演化与古亚洲洋的闭合密切相关，中、新生带受太平洋构造域的叠加和改造，具有复杂的构造演化历史。许多研究者认为西拉木伦河-长春缝合带为西伯利亚板块与华北板块碰撞拼合的最终位置。古亚洲洋闭合的时间和闭合后的造山带演化一直以来都是地质学家们的研究热点。古亚洲洋闭合过程中，吉林长春地区广泛发育了一套岩浆岩，并伴随有大量的构造变形作用，为揭示古亚洲洋闭合提供了理想的研究对象。

关于最终的拼合时间的讨论也有多种观点，西拉木伦河沿岸双井地区同碰撞花岗岩侵位时间主要集中在晚二叠世—早三叠世[1]，西拉木伦河缝合带东段吉林地区同碰撞花岗岩、碰撞相关的变质事件的年龄也集中在二叠纪末—早三叠世[2-3]。可见三叠纪可作为华北板块与其北侧地块碰撞拼贴演化的关键时期[4-5]。本文基于吉林1∶5万大三家子幅区域地质调查项目，在石门水库一带新识别出的早三叠世花岗闪长岩，对野外采集的样品进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb测定及全岩地球化学分析，结合前人的研究成果，查明研究区三叠世的大陆动力学背景，以期为古亚洲洋的闭合及区域构造演化过程提供重要线索。

研究区经历了由古亚洲构造域向滨太平洋构造域的演化，古亚洲构造域演化阶段大地构造位于柴达木-华北板块(Ⅰ)，华北陆块北部陆缘造山带(拼接带)(Ⅱ)(图1a)，直至晚古生代末期，古亚洲构造域演化结束，欧亚超大陆的形成，研究区进入太平洋板块与欧亚板块碰撞发展的滨太平洋构造域发展阶段[6-7]。经研究表明，华北板块北缘在早三叠世发生了华北板块和兴蒙造山带的最终碰撞拼合，使得长春-延吉缝合线最终闭合，古亚洲洋彻底消失[8-10]。

1.第四系；
2.白垩系火山岩；
3.石炭系沉积岩；
4.早三叠世似斑状石英二长闪长岩；
5.早三叠世花岗闪长岩；
6.中二叠世正长花岗岩；
7.中二叠世二长花岗岩；
8.花岗闪长岩；
9.二长花岗岩；
10.石英二长闪长岩；
11.断裂；
12.全岩地球化学分析采样点。图1 研究区大地构造分区图(a)和地质简图(b)Fig.1 Geotectonic division map (a) and geological sketch map (b) of study area

区内出露的最老地层为二叠—石炭系磨盘山组、鹿圈屯组，为一套浅海陆源碎屑-碳酸盐岩沉积建造。古生代、中生代侵入岩广泛发育。古生代侵入岩主要分布在研究区北部，为一套正长花岗岩、二长花岗岩的岩石组合；
中生代以酸性侵入岩为主，岩性为花岗闪长岩、似斑状石英二长闪长岩，其中花岗闪长岩为本次研究的重点(图1b)。

花岗闪长岩的岩石新鲜面呈灰白色，细粒花岗结构，块状构造。岩石主要由石英、斜长石、碱性长石及黑云母等组成。石英约占20%～25%，局部由于受应力作用，见有粒化现象，具波状消光。斜长石约占50%～55%，呈半自形板状，粒度0.2～2.0 mm，具聚片双晶和环带结构，局部见有强烈的绢云母化现象。碱性长石约占20%～25%，呈不规则状、粒状，粒度0.2～2.0 mm，具条纹结构。黑云母约占2%～3%，呈片状(图2)。岩石中副矿物主要包括磷灰石、磁铁矿和榍石等。

Pl.斜长石；
Bt.黑云母；
Q.石英；
Afs.碱性长石。图2 花岗闪长岩镜下照片Fig.2 Microphotograph of granodiorite

本次研究的样品采集地点为石门水库东花岗闪长岩(样品编号：D7116，采样位置：43°21′24″N；
125°32′30″E)，采集1件同位素年龄样品，并对锆石采用LA-ICP-MS方法进行U-Pb测定；
采集4件全岩地球化学分析样品，编号为D7115、D7116、D7075、PmⅠ-7-1，具体采样位置见图1b。

将新鲜岩石样品破碎至80目，经水淘、磁选、显微镜人工挑选，最终将晶形好、无裂痕、无包体的锆石送至内蒙古自治区地质调查院分析测试中心完成制靶、照相和测试过程。锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测定使用NDFZ-002-2017激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪锆石铀铅同位素地质年龄测定法(自制方法)，主要仪器为Neptune Plus(NDFZ-S-001)和Geolas HD(NDFZ-FS-011)。激光剥蚀束斑直径为32 μm，锆石标准物质为Gj-1和91500，最终锆石表面年龄计算及谐和图的绘制利用ISOPLOT程序完成。

主量、微量和稀土元素分析在湖北省地质实验研究所完成。实验室将采集新鲜无蚀变的岩石样品经冲洗、机械破碎至200目进行岩石地球化学分析，主要检测仪器为X荧光光谱仪(型号XRF-1800)、电感耦合等离子体质谱仪(型号X2)和电感耦合等离子体发射光谱仪(型号ICP6300)，主量元素测定相对标准偏差2%～5%，微量元素和稀土元素分析精度误差为5%～10%。

样品D7116共测定了28个单颗粒锆石，每个锆石1个测点(见表1)，206Pb/238U表面年龄为(242±2.9)Ma～(277±3.4)Ma，大部分年龄集中在(242±2.9)Ma～(250±3.0)Ma，但其中有3个锆石年龄集中在260 Ma附近，可能为捕获晚二叠世岩浆锆石，剔除5个年龄较大的锆石后其加权年龄为(246.3±1.2)Ma(n=23，MSWD=0.71)(图3a，虚线为剔除锆石)。锆石CL图像显示(图3b)，锆石晶体的内部结构清晰且具有明显的震荡生长环带，结合锆石的Th/U比值(0.37～1.13)，表明为岩浆成因。结合锆石的岩浆成因特征，认为该年龄可以被解释为岩体的侵位年龄，表明该岩体的侵位时代为早三叠世。

图3 花岗闪长岩锆石U--Pb年龄谐和图(a)和部分锆石CL图像(b) Fig.3 Zircon U--Pb concordia diagrams of granodiorite (a) and part of CL images (b)

花岗闪长岩样品主量、稀土及微量元素分析结果见表2。主量元素ω(SiO2)为68.84%～70.10%，平均值69.39%；
ω(Al2O3)为15.23%～15.95%，平均值15.56%；
ω(K2O)为2.88%～3.46%，平均值3.27%；
ω(Na2O)为4.45%～4.68%，平均值4.52%；
ω(CaO)为2.01%～2.33%，平均值2.12%；
ω(MgO)为0.71%～0.76%，平均值0.73%；
总体化学成分显示出富钠贫钙镁的特点。在ω(SiO2)-ω(K2O)图解(图4a)中样品落入高钾钙碱性系列区域；

A/CNK为1.03～1.07，在铝过饱和指数图解(图4b)中落入过铝质区域。综上所述，岩体属弱过铝高钾钙碱性系列。

表2 花岗闪长岩常量元素(%)、稀土元素(10-6)和微量元素(10-6)分析结果

图4 花岗闪长岩ω(SiO2)--ω(K2O)图解(a)和铝饱和指数图解(b)Fig.4 Diagrams of ω(SiO2)-ω(K2O)(a)and A/NK-A/CNK(b)for granodiorite

稀土总量为(119.26～154.65)×10-6，为富集型，L/H值为14.85～16.20，(La/Yb)N值为18.79～21.37，显示出轻稀土富集，重稀土亏损。(La/Sm)N值为3.90～5.53，轻稀土分馏程度高。(Gd/Yb)N值为2.27～2.68，重稀土分馏较弱。稀土元素球粒陨石标准化模式曲线(图5a)为向右倾斜的Eu弱负异常(δEu=0.77～0.92)型，显示出轻稀土分馏明显、重稀土分馏不明显且明显亏损的特征。

微量元素标准化蛛网图中(图5b)，花岗闪长岩总体上具有富集大离子亲石元素(LILE)Ba、Th、U，高场强元素(HFSE)Nb亏损，P负异常的特征，高场强元素(HFSE)相对大离子亲石元素(LILE)亏损，反映了岛弧岩浆岩的特征，也暗示岩浆应起源于地壳岩石。

图5 花岗闪长岩稀土元素球粒陨石标准化模式图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)Fig.5 Chondrite-normalized REE distribution patten(a)and primitive mantle-normalized trace elements spidergram(b) of granodiorite

6.1 岩石类型及源区

早三叠世花岗闪长岩具有较高的SiO2含量(68.84%～70.10%，≥56%)、 Al2O3含量(15.23%～15.95%，≥15%)、Na2O含量(4.45%～4.68%，≥3.5%)和Sr含量(637.6×10-6～717.7×10-6，≥400×10-6)和Sr/Y比值(61.18×10-6～98.32×10-6)，较低的MgO含量(0.71%～0.76%，<3%)、Y含量(7.30×10-6～10.60×10-6，<18×10-6)、Yb含量(0.71×10-6～1.09×10-6，≤1.9×10-6)，较弱的δEu的负异常(0.77～0.92)，富集LREEs，亏损HREEs，La/Yb比值为18.79～21.37，均显示出埃达克质岩的地球化学特征[13]。同时在YbN-(La/Yb)N(图6a)和Y-Sr/Y(图6b)图解中，花岗闪长岩的地球化学样品均落入埃达克质岩区域。

埃达克质岩最早由Defant和Drummond在研究太平洋阿留申群岛埃达克岛新生代英安岩的成因机制时提出，是指一套具有一定地球化学特征的中酸性火山岩或侵入岩组合[11]。此后中国埃达克岩严格按照Defant的定义得到了广泛推广，其中张旗等对中国东部地区的研究认为，中国东部燕山期广泛分布着埃达克质岩，特别是华北地台及其周边地区[12]。近年来研究表明，埃达克岩有两种成因模式，一是俯冲洋壳板片的部分熔融[13-16]，即O型埃达克岩[12]；
二是增厚下地壳/拆沉下地壳部分熔融[17-21]，即C型埃达克岩[12]。

图6 花岗闪长岩YbN--(La/Yb)N(a)和ω(Y)/10--6--Sr/Y(b)图解 Fig.6 Diagram of YbN--(La/Yb)N(a)and ω(Y)/10-6--Sr/Y(b)for granodiorites

与俯冲洋壳板片的部分熔融相关埃达克质岩的形成机制主要变现为较低的K含量和Rb/Sr比值(0.04～0.05)、较高的Mg#值(Mg#>47)和Cr含量(Cr>36×10-6)等地球化学特征[13,22]，而研究区中早三叠世花岗闪长岩为弱过铝质高钾钙碱性花岗岩，具有较高的K2O含量(2.88%～3.46%)和Rb/Sr比值(0.08～0.12)、较低的Mg#值(34.47～35.55)和Cr含量(4.86×10-6～5.25×10-6)，明显不同于俯冲洋壳部分熔融形成的埃达克质岩。有研究资料表明，假如熔体在没有地幔物质参与作用的岩浆演化过程中，而是由增厚下地壳的部分熔融形成，其地球化学特征表现为ω(MgO)<2.5%(0.71%～0.76%)、Mg#<50(34.47～35.55)、ω(Cr)<36×10-6(4.86×10-6～5.25×10-6)、Rb/Sr比值0.01～0.40(0.08～0.12)[23-24]，而吉林双阳花岗闪长岩的地球化学特征与增厚下地壳形成的埃达克质岩熔体相似，同时在埃达克质岩成因判别SiO2-TiO2、SiO2-Th、SiO2-Al2O3、SiO2-Th/Ce(图7a～d)图解中，样品大多落在增厚下地壳形成的埃达克质岩区域，由此表明该岩体不可能有拆沉下地壳物质部分熔融而来。因此，吉林双阳花岗闪长岩应为加厚下地壳的部分熔融而形成的C型埃达克质岩石。

(a)ω(SiO2)-ω(TiO2)；
(b)ω(SiO2)-ω(Th)；
(c)ω(SiO2)-ω(Al2O3)；
(d)ω(SiO2)-Th/Ce.图7 埃达克质岩成因判别图解Fig.7 Origin discrimination diagrams of adakitic rocks

6.2 岩浆活动及构造演化

区域上看西拉木伦缝合带(图1a中蛇绿混杂岩带)两侧古生代—中生代(260～245 Ma)岩浆活动较为强烈，华北板块北缘石炭纪—中二叠世岩浆呈近东西向带状展布的特点[25]，而早三叠世岩浆岩多为局部产出，但具有一定的线性分布。研究区早三叠世花岗闪长岩为弱过铝质C型埃达克质岩石，一般情况下，弱过铝质花岗岩既可以形成于造山带-陆碰撞加厚的挤压环境下，也可以形成于伸展拉张环境[26-27]，但在区中并未有同时代其他中基性或基性-超基性岩石的存在，明显不同于拉张环境下由基性端元和酸性端元岩石组成的双峰式组合，表明该期花岗岩不可能形成于伸展拉张环境下。在Pearce et al.[28]的Y-Nb构造环境判别图解上(图8a)，这些高钾钙碱性系列岩石均落在岛弧火山岩区(VAG+syn-COLG)，而在ω(Yb+Ta)-ω(Rb)构造环境判别图解上(图8b)，均落在火山弧(VAG)中，上述说明该期花岗岩形成于碰撞型的大规模造山环境下。

图8 花岗闪长岩ω(Y)--ω(Nb)(a)和ω(Y+Ta)--ω(Rb)图解Fig.8 Diagrams of ω(Y)--ω(Nb) (a) and ω(Y+Ta)-ω(Rb) (b) for granodiorite

上文已经指出该期C型埃达克质岩形成于加厚下地壳的部分熔融，而地壳加厚可以存在以下3种构造环境下：①活动陆缘地壳加厚地区；
②板块碰撞导致的地壳加厚地区；
③高原底部[29]。吉林中部地区中、晚二叠世侵入岩的研究资料表明中二叠世俯冲洋壳已经消失，晚二叠世处于俯冲板片断离的造山后伸展环境[30]，因此研究区不可能处于活动陆缘的地壳加厚环境下；
同时研究区也不可能在很短时间内由中二叠世的挤压环境转换为早三叠世的高原，前人资料中也从未见有该区曾经处于高原地区的报道。因此，研究区C型埃达克岩形成于晚二叠世—早三叠世板块碰撞导致的地壳加厚地区。

(1)石门水库花岗闪长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(246.3±1.2)Ma，表明该岩体的侵位时代为早三叠世。

(2)岩体具有较高的Na2O、Sr含量和较低的MgO、Y、Yb含量，轻稀土富集，重稀土强烈亏损，δEu弱负异常，属于C型埃达克岩。

(3)结合区域地质背景，笔者认为早三叠世花岗闪长岩(246.3±1.2)Ma是华北板块与其北侧板块碰撞导致的增厚下地壳部分熔融的产物。

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