华北板块北缘东段中志留世-晚泥盆世构造演化：来自公主岭地区岩浆岩的证据*

李斌 时溢 杨帆 刘淼 吴振

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. 吉林农业大学资源与环境学院，长春 130118

中亚造山带位于华北板块、塔里木板块和西伯利亚板块之间(Badarchetal., 2002; Buslovetal., 2001; Xiaoetal., 2010, 2015; Xuetal., 2015; Liuetal., 2017)，是一条具有～800Myr构造演化史的增生型造山带，也是世界上最大的显生宙造山带(Windleyetal., 1990; Yakubchuk, 2004; Jahnetal., 2000)。中亚造山带形成于古亚洲洋的俯冲和地体的合并，由一系列微陆块、岛弧、增生杂岩、弧前/后盆地、蛇绿岩、洋岛海山、洋底高原等组成(Badarchetal., 2002; Xiaoetal., 2015; Liuetal., 2021)，古地磁、地层学、岩石学等资料显示从寒武纪至二叠纪，华北板块北缘古亚洲洋一直未闭合(Liuetal., 2019; 孙中任等, 2020; Jiangetal., 2022)，最终沿索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带拼合(Wuetal., 2000, 2007; Xiaoetal., 2003, 2009, 2015; Li, 2006; Jianetal., 2008, 2010; 辛玉莲等, 2011; Wilde, 2015; Liuetal., 2017; 李刚柱等, 2017; Chenetal., 2019; 杜继宇等, 2019; Zhangetal., 2020; 张超等, 2021; Guanetal., 2022; Yangetal., 2022)。

华北板块北缘位于中亚造山带东南缘，主要由华北克拉通北缘、白乃庙弧岩浆岩带和温都尔庙增生杂岩带组成(Xiaoetal., 2003; Zhangetal., 2018)。白乃庙弧西起内蒙古包尔汉图-白云鄂博，经达茂旗、白乃庙、赤峰，向东延伸至辽宁法库，吉林公主岭、延边地区，沿华北克拉通北缘延伸约1300km(Zhangetal., 2014)。随着近年的研究，对白乃庙弧的起源和演化还存在不同认识，一种观点认为白乃庙弧岩浆岩带、温都尔庙增生杂岩带等构成沟-弧-盆体系，形成于古亚洲洋的南向俯冲(高计元等, 2001; 尚恒胜等, 2003; Xiaoetal., 2003; De Jongetal., 2006; Xuetal., 2013; Wuetal., 2016; Zhouetal., 2017; 陈井胜等, 2017)；另一种观点认为白乃庙岛弧由南白乃庙洋向北俯冲形成的(Maetal., 2020; Peietal., 2016; Songetal., 2019; Zhangetal., 2014; Hanetal., 2018)，以弧-陆碰撞方式增生到华北克拉通的外来地体(陈琦等, 1993; 李双庆, 1997; Zhangetal., 2014; Wangetal., 2016; Maetal., 2020)。

以往的研究主要集中在内蒙古中西部，对辽北-吉中地区古生代的研究较少(Zhangetal., 2014; 裴福萍等, 2014; Peietal., 2016; Songetal., 2019; Maetal., 2020)。而且，辽北-吉中地区原划为早古生代的呼兰群、下二台群、色洛河群、青龙村群及侵入岩(Wuetal., 2011)等的形成时代重新厘定为晚古生代或早中生代(Jiaetal., 2004; Zhangetal., 2004; Wuetal., 2007, 2011; Wangetal., 2015; 赵辰等, 2018; 张超等, 2019; 张超, 2014; 周建波等, 2020; 张春燕, 2009; 唐克东等, 2004; 李承东等, 2007)；随着研究的深入，近些年在辽北法库-吉林中东部发现了一些早-中古生代岩石(Jiangetal., 2014; 裴福萍等, 2014; Peietal., 2016; Wangetal., 2015, 2016; 韩作振等, 2017; Hanetal., 2018)，对深入认知区域演化提供了宝贵资料。为了更好地了解华北板块北缘东段的构造格局和增生过程，本文在综合前人成果基础上，对出露于吉林公主岭地区的中志留世-晚泥盆世岩浆岩进行了岩石学、锆石U-Pb年代学、地球化学和同位素的研究，探讨岩石成因和时代意义，为查明该区构造演化过程提供依据。

1 区域地质背景与样品特征

研究区位于吉林省公主岭市和伊通县交界的“大黑山条垒”之上，松辽盆地东南缘，依兰-伊通断裂以西；大地构造位置属于中亚造山带东南缘、华北板块北缘东段陆缘增生带(图1a)。区内侵入岩发育，包括中-晚志留世英云闪长岩和花岗闪长岩(西蟒仗侵入岩)，中-晚二叠世花岗闪长岩、二长花岗岩、石英二长岩、辉长岩，早三叠世二长花岗岩，早-中侏罗世正长花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和石英闪长岩等。区内出露的最老地层为下志留统桃山组，岩性主要为细砂岩、粉砂岩、粉砂质泥岩、粉砂质/炭质板岩，夹泥灰岩等，含笔石化石(刘渭洲等, 1982; 吉林省地质矿产局, 1997)。与桃山组呈断层接触的放牛沟火山岩，是《吉林省岩石地层》(吉林省地质矿产局, 1997)建立的非正式填图单位，为一套中酸性火山岩；其曾被划为桃山组的下段(吉林省地质矿产局, 1988; 吉林省地质矿产局第三地质调查所, 1983(1)吉林省地质矿产局第三地质调查所. 1983. 1:50000景家台、大南镇、靠山镇幅区域地质调查报告)，由于缺少精确的同位素测年数据，认为其形成于奥陶纪(吉林省地质矿产局, 1997; 吉林省区域地质矿产调查所, 2001(2)吉林省区域地质矿产调查所. 2001. 1:250000长春市幅区域地质调查报告)。随着研究的不断深入，近些年在放牛沟火山岩中获得402±4Ma(Jiangetal., 2014)、419±3Ma(Peietal., 2016)、425±4Ma和390±4Ma(Hanetal., 2018)等锆石U-Pb年龄，为中志留世-中泥盆世。桃山组、放牛沟火山岩的北东侧发育一套石炭纪-二叠纪的变质碳酸盐岩、碎屑岩及火山岩地层(Zhangetal., 2014; Songetal., 2019)(图1b)。野外地质调查发现古生代地质体变形强烈，为一套不同时代的构造岩片，总体呈NWW向展布，具有从南西向北东逐渐年轻的趋势(从志留纪-泥盆纪过渡到石炭纪-二叠纪)。

本文研究样品K2001、J1913、J1914采自放牛沟火山岩，DG070-4、DG102采自中-晚志留世英云闪长岩(西蟒仗侵入岩)。(图1b)

样品K2001采自伊通镇洪喜堂村(坐标：E125°01′51″、N43°28′00″)，岩性为灰黑色变安山岩，变余斑状结构(图2a, b)。变余斑晶主要为斜长石(35%)、条纹长石(5%)；斜长石，聚片双晶带较宽，表面绢云母化，粒径0.4～3mm；条纹长石粒径0.4～1.2mm。基质为显微晶质结构，长英质矿物粒径均小于0.1mm，约占45%；黑云母呈细小长条片状，局部为团块状集合体，定向分布，约占15%。

样品J1913采自景台镇五台子村东(坐标：E125°00′51″、N43°31′52″)，岩性为灰白色糜棱岩化变流纹质晶屑凝灰岩，变余晶屑凝灰结构，弱糜棱组构(图2c, d)。变余晶屑：以斜长石为主，少量条纹长石；斜长石，眼球状、棱角状及次棱角状，半自形柱状、板柱状，边缘浑圆形，表面弱泥化，长轴略定向；条纹长石，半自形宽板状或舌形，条纹楔形及补片状，长轴定向；晶屑粒径0.05～0.55mm，约占2%～3%。变余火山灰成分以细小他形粒状石英及细小片状白云母为主，少量斜长石；白云母集合体呈条带状定向分布。

样品J1914采自景台镇五台子村东(坐标：E125°01′20″、N43°32′00″)，岩性为灰白色糜棱岩化变流纹岩，变余斑状结构，弱糜棱组构(图2e, f)。变余斑晶：石英，他形粒状，不规则眼球状及透镜状，部分边缘呈港湾状，有裂纹，强烈波状消光，粒径0.4～2.0mm，约占5%；斜长石，半自形板柱状、柱状，边缘呈浑圆状，少量呈不规则透镜状，聚片双晶纹宽窄不一，长轴略定向，粒径0.4～2.2mm，约占7%～8%；条纹长石，不规则透镜状及宽板状，边缘呈浑圆形，长轴略定向，粒径0.4～1.2mm，约占2%～3%。基质由细小他形粒状石英及白云母，少量半自形柱状斜长石及条纹长石，白云母集合体呈条带状绕变余斑晶定向分布。

样品DG070-4采集自公主岭市孙大窝棚村(坐标：E124°56′15″、N43°28′04″)，岩性为灰色糜棱岩化黑云母英云闪长岩，变余细粒花岗结构，弱糜棱组构(图2g, h)。斜长石，半自形宽板状、粒状，聚片双晶纹宽窄不一，粒径0.4～1.6mm，含量约60%。石英，粒状，部分细粒化，波状消光，定向分布，粒径0.1～1mm，含量约25%。黑云母，不规则片状，定向分布，部分已绿泥石化，含量约10%。副矿物为褐帘石、绿帘石等，粒径0.1～0.2mm。

样品DG102采自公主岭市和平村(坐标：E124°58′29″、N43°29′40″)，岩性为灰色英云闪长质糜棱岩，糜棱组构(图2i, j)。碎斑呈透镜状、圆粒状，成分主要为斜长石及少量石英，边缘细粒化，长轴略定向，粒径1～2mm，含量约10%。碎基主要为他形细小粒状石英、长石、黑云母、绿泥石，绕碎斑分布，定向明显。

2 测试方法

岩石主量、稀土和微量元素测试在自然资源部东北矿产资源监督检测中心完成。测试样品选取新鲜岩石，测试过程均在无污染设备中进行。采用X射线荧光光谱法(XRF)完成主量元素测试，分析精度和准确度优于5%；采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)完成稀土和微量元素的分析，分析精度和准确度一般优于10%。

锆石单矿物分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成；锆石制靶、照相在北京中兴美科科技有限公司完成。锆石LA-ICP-MS U-Pb测年在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成，使用仪器为德国Coherent公司COMPEx Pro型ARF准分子激光剥蚀系统和美国Agilent公司7900型ICP-MS，激光束斑直径32μm。采用氦气为载体，氩气为辅助气调节灵敏度。采用标准锆石91500作为外标进行同位素比值校正。具体流程见Yuanetal. (2004)。样品年龄计算采用Isoplot(ver3.0)程序完成，加权平均值对应的误差是2σ。

锆石Hf同位素分析在中国地质调查局天津地质调查中心同位素实验室完成。使用仪器为Thermo Fisher Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS)和193nm氟化氩准分子激光器(NEW WAVE193nm FX)，激光能量密度为10～11J/cm2，频率为8～10Hz，束斑直径为35μm。分析方法见耿建珍等(2011)。计算参数如下：176Lu衰变常数为1.876×10-11y-1，球粒陨石的176Hf/177Hf和176Lu/177Hf比值分别为0.0332和0.282772，现今亏损地幔的176Hf/177Hf为0.28325。

全岩Sr-Nd同位素测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，所用仪器型号为ISOPROBE-T热电离质谱仪。Sr、Nd同位素比值测定分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219进行标准化。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年代学和Hf同位素

锆石U-Pb同位素测年结果见表1。

表1 公主岭地区岩浆岩锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果Table 1 The LA-ICP-MS zircon U-Pb data of magmatic rocks from the Gongzhuling area

续表1Continued Table 1测点号元素含量(×10-6)PbThUTh/U同位素比值年龄(Ma)207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ22501221870.650.494630.016750.066380.0016140811414102334791270.620.540080.020060.065920.0016443813412102429581100.530.520860.020680.067580.00174261442210252138820.460.508950.025520.066150.001774181741311261932690.460.537450.026580.066660.001784371841611272548960.500.561170.021980.066560.0016845214415102831581120.520.52530.020960.068710.001734291442810292332840.390.531060.029140.067560.001864331942111DG070-4糜棱岩化黑云母英云闪长岩11542282280.670.562620.017910.067640.0016645312422102571061060.530.636750.023710.067620.00172500154221034185850.480.883330.047850.077140.0022764326479144691291290.540.547330.020810.071270.001844314444115621071070.580.565860.02240.067710.0017345515422106861311310.660.52020.019290.068510.00172425134271071151491490.770.58870.022850.067150.00172470154191081031491490.690.543330.018440.068170.0016944112425109591101100.530.52310.022470.068490.00178427154271110871461460.600.51730.019840.068070.00172423134251011631201200.520.556990.020060.072380.001814501345011125095950.520.521570.023530.068540.00184261642711134496960.460.557660.022080.067710.00174450144221114521121120.470.558110.025220.072910.00192450164541215771291290.590.524050.021570.067720.00175428144221116531021020.520.495070.021370.067840.00176408154231117681081080.630.576680.03430.074180.002144622246113184289890.470.553890.03040.072290.002024482045012191151511510.760.521470.018530.068760.00172426124291020541011010.530.520190.020430.068180.001744251442511J1913糜棱岩化变流纹质晶屑凝灰岩1541202090.580.483860.029830.064410.001894012040211240891530.580.486740.032320.06440.00193403224021231032703920.690.486660.021820.063940.00176403154001141012463790.650.501840.022380.06520.00179413154071151073903841.020.533820.024360.069680.0019343416434126561282120.610.539630.031540.064990.001943821406127671522520.600.52330.026260.065030.0018342718406118482401861.290.48530.035570.063440.0019740224397129922233450.650.480590.023070.064470.00179398164031110671842500.740.489950.02570.064650.00183405184041111661592470.640.492870.025390.064050.00181407174001112411051520.690.48490.032520.065120.0019540122407121339751440.530.528050.032180.065120.001924312140712

变安山岩(K2001)中锆石呈自形-半自形板柱状、短柱状，长宽比为1:1～3:1，Th/U比值0.41～0.75，具有清晰的岩浆震荡环带(图3a)，显示典型的岩浆锆石特征。本次测试对20颗锆石进行了分析，测试结果位于协和线上及其附近，协和度均>90%，20个测点的206Pb/238U年龄值主要介于416±12Ma～434±11Ma之间，加权平均年龄为426±4.8Ma(MSWD=0.15，n=20)(图4a)，代表安山岩的形成年龄，为中志留世。

糜棱岩化变流纹质晶屑凝灰岩(J1913)中锆石多为短柱状、长柱状，长宽比为3:2～3:1，多具有清晰的岩浆震荡环带(图3b)，Th/U比值0.37～1.29，显示典型的岩浆锆石特征。本次测试对25颗锆石进行了分析，测试结果均位于协和线上及其附近，协和度均>90%。其中1颗锆石的206Pb/238U年龄值为434±12Ma。另外24个测点的206Pb/238U年龄值主要介于397±12Ma～412±13Ma之间，加权平均年龄为404±4.5Ma(MSWD=0.09，n=24)(图4b)，代表流纹质晶屑凝灰岩的形成年龄，为早泥盆世。

糜棱岩化变流纹岩(J1914)中锆石多为短柱状，长宽比为1:1～2:1，多具有清晰的岩浆震荡环带，少量锆石具有核边结构(图3c)，Th/U比值0.61～2.60，显示典型的岩浆锆石特征。本次测试对24颗锆石进行了分析，测试结果多位于协和线上及其附近。其中21个测点(协和度>90%)的206Pb/238U年龄值主要介于360±10Ma～390±11Ma之间，加权平均年龄为375.5±4.6Ma(MSWD=0.40，n=21)(图4c)，代表变流纹岩的形成年龄，为晚泥盆世。1颗捕获锆石的206Pb/238U表面年龄为410±18Ma。1颗锆石的变质边年龄为260±20Ma，与附近变玄武岩年龄基本一致，代表其受到了该期热事件的影响。

糜棱岩化黑云母英云闪长岩(DG070-4)中锆石粒状、短柱状，长宽比为1:1～3:2，发育岩浆震荡环带(图3d)，锆石的Th/U比值0.46～0.77，显示典型的岩浆锆石特征。样品中20颗锆石的17个分析结果位于协和线上及其附近，其中12个测点(协和度>90%)的206Pb/238U年龄值主要介于422±10Ma～429±10Ma之间，加权平均年龄为424.7±5.9Ma(MSWD=0.06，n=12)(图4d)，代表英云闪长岩的形成年龄；另外5个测点的206Pb/238U年龄值主要介于444±11Ma～450±12Ma之间，加权平均年龄为451.7±9.4Ma(MSWD=0.33，n=5)，为捕获锆石年龄。

英云闪长质糜棱岩(DG102)中锆石呈短柱状、长柱状，长宽比为2:1～3:1，具有岩浆震荡环带(图3e)，锆石的Th/U比值0.39～0.91，显示典型的岩浆锆石特征。本次测试对29颗锆石进行了分析，协和度均>90%，29个测点的206Pb/238U年龄值主要介于409±9Ma～430±11Ma之间，206Pb/238U加权平均年龄为419.5±3.7Ma(MSWD=0.36，n=29)(图4e)，代表的英云闪长岩形成年龄，为晚志留世。

3.2 全岩主微量元素

公主岭地区岩浆岩全岩主量、微量、稀土元素分析数据见表2。

表2 公主岭地区岩浆岩主量元素(wt%)与微量元素(×10-6)Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) elements composition of magmatic rocks from the Gongzhuling area

续表2Continued Table 2

续表2Continued Table 2

中-晚志留世侵入岩SiO2含量60.83%～69.09%，Al2O3含量12.90%～16.10%，MgO含量1.39%～3.10%，FeOT含量6.11%～7.01%，CaO含量2.98%～4.98%，TiO2含量0.57%～0.74%，(Na2O+K2O)含量4.06%～9.62% (平均值6.54%)，Na2O/K2O为0.55～2.43(平均值1.52)。在TAS图解上(图5a)，样品主要落在花岗闪长岩范围；在An-Ab-Or图解上(图5b)，样品主要落入英云闪长岩、花岗闪长岩区域。样品里特曼指数(σ)为0.63～4.95；在SiO2-K2O图解上(图5d)，样品主要落入钙碱性系列区域。样品铝饱和指数A/CNK为0.84～1.09，属于准铝质-弱过铝质岩石。样品稀土总量较高(∑REE=109.4×10-6～148.4×10-6)，LREE/HREE比值为6.37～8.45，(La/Yb)N值为5.19～9.15，显示轻稀土右倾型((La/Sm)N=3.01～3.87)和重稀土平坦型分配形式((Gd/Yb)N=0.97～1.46)(图6a)，δEu为0.78～1.29(平均值1.01)。样品相对富集Rb、Ba、Th、U、K(LILEs)，亏损Nb、Ta、P、Ti(HFSEs)，Sr弱亏损(图6b)。

中志留世火山岩SiO2含量60.00%～63.30%，Al2O3含量15.28%～15.95%，MgO含量1.64%～1.85%；FeOT含量6.61%～7.81%；CaO含量2.60%～3.48%；TiO2含量0.65%～0.72%，(Na2O+K2O)含量为7.86%～8.46%(平均值8.20%)，Na2O/K2O为1.12～1.47(平均值1.30)。在SiO2-Nb/Y图解上(图5c)，样品落入安山岩、英安岩区域。里特曼指数(σ)为3.04～4.14；在SiO2-K2O图解上(图5d)，样品主要落入高钾钙碱性系列区域。铝饱和指数A/CNK为0.90～0.99，属于准铝质岩石。样品稀土总量较高(∑REE=101.4×10-6～130.1×10-6)，LREE/HREE比值为5.96～6.91，(La/Yb)N值为4.70～6.11，显示轻稀土右倾型((La/Sm)N=3.30～3.74)和重稀土平坦型分配形式((Gd/Yb)N=0.97～1.09)，Eu无异常(δEu为0.91～1.04)(图6c)。样品相对富集Rb、Ba、Th、U、K(LILEs)，并且亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti(HFSEs)(图6d)。

早泥盆世火山岩SiO2含量75.54%～76.56%，Al2O3含量13.00%～13.50%，MgO含量0.06%～0.12%，FeOT含量1.34%～1.55%，CaO含量0.05%～0.11%，TiO2含量0.12%～0.13%，(Na2O+K2O)含量7.45%～7.83%(平均值7.68%)，Na2O/K2O为0.72～0.82(平均值0.78)。在SiO2-Nb/Y图解上(图5c)，样品全部落入流纹岩区域。里特曼指数(σ)为1.67～1.87；在SiO2-K2O图解上(图5d)，样品主要落入高钾钙碱性系列区域。铝饱和指数A/CNK为1.28～1.30，属于过铝质岩石。样品稀土总量较高(∑REE=170.5×10-6～212.5×10-6)，LREE/HREE比值为7.47～8.29，(La/Yb)N值为6.28～8.10，显示轻稀土右倾型((La/Sm)N=4.76～5.32)和重稀土平坦型分配形式((Gd/Yb)N=0.86～0.99)，Eu负异常明显(δEu为0.43～0.44)(图6e)。样品相对富集Rb、Th、U、K(LILEs)，并且亏损Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti(HFSEs)(图6f)。

晚泥盆世火山岩SiO2含量为76.76%～79.10%，Al2O3含量11.65%～13.40%，MgO含量0.28%～0.60%，FeOT含量1.59%～1.87%，CaO含量0.09%～0.14%，TiO2含量0.23%～0.28%，(Na2O+K2O)含量5.51%～6.19%(平均值5.75%)，Na2O/K2O为0.73～0.92(平均值0.84)；在SiO2-Nb/Y图解上(图5c)，样品全部落入流纹岩区域。里特曼指数(σ)为0.84～1.13；在SiO2-K2O图解上(图5d)，样品主要落入钙碱性系列区域。铝饱和指数A/CNK为1.53～1.61，属于过铝质岩石。样品稀土总量较高(∑REE=86.75×10-6～152.9×10-6)，LREE/HREE比值为6.31～7.63，(La/Yb)N值为5.31～7.32，显示轻稀土右倾型((La/Sm)N=4.11～4.90)和重稀土平坦型分配形式((Gd/Yb)N=0.85～0.97)，Eu负异常明显(δEu为0.68～0.79)(图6e)。样品相对富集Rb、Ba、Th、U、K(LILEs)，并且亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti(HFSEs)(图6f)。

3.3 Lu-Hf同位素

在锆石U-Pb测年的基础上，开展了锆石原位Lu-Hf同位素分析，分析结果见表3。所有分析结果的fLu/Hf值在-0.98～-0.90之间，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)，其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 公主岭地区岩浆岩锆石Lu-Hf同位素分析结果Table 3 Zircon in-situ Hf isotopic data of the magmatic rocks from the Gongzhuling area

晚志留世英云闪长质糜棱岩(DG102)中10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282586～0.282668，εHf(t)值为+2.35～+5.33(图7a)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)范围为1067～1257Ma。中志留世变安山岩(K2001)的10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282559～0.282735，εHf(t)值为+1.26～+7.85(图7a)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)范围为912～1320Ma。早泥盆世流纹质晶屑凝灰岩(J1913)的10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282616～0.282731，εHf(t)值为+3.18～+7.22(图7a)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)范围为940～1191Ma。晚泥盆世流纹岩(J1914)的10颗锆石初始176Hf/177Hf比值为0.282824～0.282934，εHf(t)值为+9.63～+13.39(图7a)，亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)范围为515～755Ma。

3.4 Sr-Nd同位素

本文测试样品的fSm/Nd值均为负值(表4)，变化范围不大(-0.35～-0.45)，表明源区的稀土元素Sm、Nd分馏不明显，Nd模式年龄是有效的(Jahnetal., 2000)。

表4 公主岭地区岩浆岩Sr-Nd同位素分析结果Table 4 Sr-Nd isotopic data of the magmatic rocks from the Gongzhuling area

中-晚志留世侵入岩(DG102、DG070)的(87Sr/86Sr)i比值为0.70106～0.70747，εNd(t)为+1.04～+1.21(图7b)，Nd同位素二阶段模式年龄为1067～1077Ma；中志留世火山岩(K2001)的(87Sr/86Sr)i比值为0.70640，εNd(t)为+1.15(图7b)，Nd同位素二阶段模式年龄为1073Ma；早泥盆世火山岩(J1913)的(87Sr/86Sr)i比值为0.69097～0.69664，εNd(t)为+1.28～+2.70(图7b)，Nd同位素二阶段模式年龄为929～1045Ma；晚泥盆世流纹岩的(87Sr/86Sr)i比值为0.69935，εNd(t)为+6.08(图7b)，Nd同位素二阶段模式年龄为630Ma。

4 讨论

4.1 形成时代

前人曾将放牛沟火山岩划为前寒武纪结晶片岩、呼兰群或早志留世桃山组(吉林省地质矿产局第三地质调查所, 1983)；吉林省地质矿产局(1997)将其从桃山组中解体出来，并命名为放牛沟火山岩，时代为奥陶纪。近年来，随着研究程度的深入和精确测年技术的发展，放牛沟火山岩中获得了新的锆石U-Pb年龄数据：Jiangetal. (2014)在段家店附近片理化英安岩中获得402±4Ma年龄；Peietal. (2016)在五台子东侧流纹岩中获得419±3Ma、439±2Ma、461±3Ma等多组年龄，认为419±3Ma代表其形成年龄；Hanetal. (2018)在洪喜堂村附近流纹英安岩中获得425±4Ma年龄，在柳园村附近流纹岩中获得390±4Ma年龄；付俊彧(未发表)在五台子村附近片理化变流纹岩中获得400±2Ma年龄。本文在放牛沟火山岩的变安山岩、糜棱岩化变流纹质晶屑凝灰岩和糜棱岩化变流纹岩中获得426±4.8Ma、404±4.5Ma、375.5±4.6Ma锆石U-Pb年龄，代表火山岩的结晶年龄。此外，作者还在放牛沟硫铁矿的围岩中获得388～384Ma年龄(未发表)。综上，放牛沟火山岩形成于中志留世-晚泥盆世，包括426～425Ma、～419Ma、404～400Ma、390～384Ma、～375Ma等多期火山事件。放牛沟火山岩发生了低级-中级变质作用，构造变形强烈，普遍发生片理化、糜棱岩化作用，形成糜棱岩化变质火山岩、构造片岩等，各类岩石之间现多为构造接触。岩石面理、线理构造发育，面理走向北西向，倾向S-SW，倾角20°～50°。结合野外地质特征和年代学，放牛沟火山岩由中志留世-晚泥盆世的构造岩片组成。

前人曾将西蟒仗侵入岩划为早志留世桃山组的片理化英安岩和流纹岩(吉林省地质矿产局区域地质调查大队, 1983(3)吉林省地质矿产局区域地质调查大队. 1983. 吉林1:200000怀德县幅区域地质调查报告)；之后1:5万区调(吉林省地质矿产局第三地质调查所, 1992(4)吉林省地质矿产局第三地质调查所. 1992. 吉林1:50000二十家子幅区域地质调查报告)根据其具有明显的变余岩浆结构和侵入接触关系，将其划为英云闪长岩和花岗闪长岩，获得Rb-Sr同位素年龄709Ma，时代为晚震旦世。Zhangetal. (2014)在强变形英云闪长岩、石英闪长岩中分别获得446±3Ma、438±4Ma的锆石U-Pb年龄，样品中岩浆锆石年龄集中，代表其形成时代为晚奥陶世、早志留世。Peietal. (2016)在花岗闪长岩中获得419±3Ma和414±5Ma的锆石U-Pb年龄，另外含有～445Ma继承或捕获锆石年龄。本文在糜棱岩化英云闪长岩和英云闪长质糜棱岩中获得419.5±3.7Ma、424.7±5.9Ma的锆石U-Pb年龄，代表英云闪长岩的成岩年龄；此外还存在451.7±9.4Ma的年龄，代表继承或捕获锆石年龄。本文认为该岩体的主体应形成于中-晚志留世(425～419Ma)；其中存在晚奥陶世-早志留世岩石和捕获锆石，代表了晚奥陶世-早志留世的岩浆事件。

4.2 岩石成因与源区特征

4.2.1 中-晚志留世岩浆岩

中-晚志留世侵入岩和火山岩的形成时间相同，空间位置相隔不远，且二者的 (87Sr/86Sr)i(分别为0.70106～0.70747和0.70640)、εNd(t)(分别为1.04～1.21和1.15)、初始176Hf/177Hf比值(分别为0.282574～0.282660和0.282549～0.282727)、εHf(t)(分别为+2.35～+5.33和+1.26～+7.85)等同位素特征无明显差别；地球化学特征方面，稀土、微量元素含量和变化趋势一致(图6)，Zr/Nb比值(分别为8.17～13.73和12.83～13.60)、Mg/(Mg+Fe)比值(分别为0.17～0.31和0.17～0.21)等近似，说明二者极有可能是同源的(王德滋等, 2000)。中-晚志留世侵入岩和火山岩在时间、空间、物源方面具有一致性，应属于同源的火山-侵入杂岩。

中-晚志留世岩浆岩岩性包括英云闪长岩、花岗闪长岩、安山岩、英安岩、流纹岩等，成分为准铝质钙碱性-高钾钙碱性，花岗质岩石属于I型花岗岩类。在哈克图解上(图8)，随着SiO2含量增加，FeOT、CaO、MgO、MnO、TiO2、Al2O3等含量降低，与典型岩浆演化过程中元素变化规律一致。样品DG102中Ba元素出现明显的正、负异常，与K2O含量具正相关性，样品Ba元素平均值(745×10-6)与前人样品Ba元素平均值(656×10-6)相差不大，且除Ba以为其它微量元素差别不明显(图6a, b)；由于元素Ba活动性大，易受后期地质作用的影响，且在长英质岩浆岩中常以类质同相的形式替代长石和云母中的K(李昌年, 1992)；因此Ba元素的异常应该是受后期变质变形影响，导致长石和云母等矿物分布不均引起的。总体上，该期岩浆岩相对富集Rb、Ba、Th、U、K(LILEs)及轻稀土元素(LREE)，并且亏损Nb、Ta、P、Ti(HFSEs)，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(Kelemenetal., 2014; 刘建峰, 2009)。

在La/Sm-La、La/Yb-La图解(图9a, b)上，随着La含量增加，La/Sm和La/Yb比值逐渐变大，表明其成岩经历了部分熔融过程。在Zr-Zr/Sm图解(图9c)上，样品同样表现出部分熔融趋势。Sr和Eu异常不明显，表明源区斜长石可能发生了部分熔融(非稳定区)。Nb、Ta的亏损，暗示了岩浆源区存在金红石的残留(Ionovetal., 1999)。样品的Zr/Hf比值(29.4～38.1，平均值33.6)与壳源岩浆的Zr/Hf比值(33, Taylor and Mclennan, 1985)接近，低于幔源岩浆的Zr/Hf比值(39, McDonough and Sun, 1995)，反映了岩浆起源于壳源的性质。此外，样品具有较高的Ba/Th(17.81～220.7，平均94.07)、Ba/La(5.33～53.69，平均27.23)、Rb/Y比值(1.25～3.30，平均2.23)，较低的Th含量(6.05×10-6～10.20×10-6)及Th/Yb(1.87～3.74)、Nb/Y(0.50～0.69)比值，说明中-晚志留世岩浆岩物源主要受板片流体的加入(Genc and Tuysuz，2010)，沉积物或熔体的影响较弱(图10)。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)，中-晚志留世岩浆岩La/Sm为4.78～6.15(平均值为5.55)，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0.09～0.57之间(平均值0.20)，显示出明显的壳幔混合源特征(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 McLennan, 1985)。Nb/Ta比值(11.42～18.41，平均值15.56)介于地幔(17.5)和新生地壳(14.2)之间，高于地壳平均值11，显示幔源岩浆性质(Taylor and Mclennan,1985;Sun and McDonough, 1989)。

中-晚志留世岩浆岩的εNd(t)为+1.04～+1.21，二阶段模式年龄为1067～1077Ma，锆石εHf(t)为+1.26～+7.85，二阶段模式年龄为912～1320Ma，表明其主要源自中-新元古代增生下地壳物质的部分熔融(洪大卫等, 2000)；εNd(t)-Isr图解(图11a)显示其岩浆包含了大约75%～90%的玄武岩和10%～25%的下地壳物质。Rb/Ba-Rb/Sr图解(图11b)显示中-晚志留世侵入岩的源区组分主要为玄武岩。通过与无水实验熔体组分对比(图12)，显示中-晚志留世侵入岩主要起源于角闪岩/玄武岩、玄武安山岩等物质的熔融；个别样品落入了杂砂岩区，表明可能有沉积物的加入。

综上，本文认为中-晚志留世岩浆岩主要源自中-新元古代增生下地壳物质(俯冲板片)的部分熔融，上升过程与地幔和下地壳物质发生了混染。

4.2.2 早泥盆世火山岩

早泥盆世流纹质晶屑凝灰岩(J1913)主要由晶屑和火山灰组成，外来岩屑很少，能代表同期熔岩的化学成分；此外，岩石的锆石年龄单一，继承锆石很少，说明凝灰岩主要由同期火山喷发物质组成。岩石富硅(75.54%～76.56%)、钾(4.10%～4.54%)、钠(3.29%～3.42%)，贫镁(0.06%～0.12%)、钙(0.05%～0.11%)，A/CNK值大于1.1，为过铝质岩石；FeOT/MgO比值(12.57～28.22)大于I、S型花岗岩平均值(Frostetal., 2001)。虽然岩石分异指数(94.38～94.99)较高；但是与高分异花岗岩不同的是，在高分异花岗岩中多具有较多的继承锆石(吴福元等, 2017)，且锆石的Zr/Hf比值<25(Breiteretal., 2014)。早泥盆世流纹质凝灰岩的继承锆石很少，同位素年龄集中，且Zr/Hf比值较高(45～82，平均59)。在Na2O-K2O图解上落入A型花岗岩区域。样品富集Rb、Th、U、K，亏损Ba、Nb、Ta、Eu、Sr、P、Ti，Ga/Al比值2.43～2.61；表现出铝质A型花岗岩地球化学特征。在10000Ga/Al-Nb图解、(Zr+Nb+Ce+Y)-FeOT/MgO等图解(图13)上主要落入A型花岗岩区。在R1-R2图解(图略)上，样品位于碰撞后A型花岗岩区。岩石的Sr含量(39.09×10-6～49.49×10-6)低，Yb含量(3.50×10-6～4.31×10-6)高，暗示其可能形成于高温低压环境(张旗等, 2006)。根据Watson and Harrison (1983)的公式，样品的锆石饱和温度为790～807℃(平均800℃)，高于I型、S型花岗岩的平均温度(分别为781℃、764℃；Watson and Harrison, 1983)。样品继承锆石很少，表明岩浆早期Zr不饱和，锆石结晶较晚；800℃代表岩浆的最低温度，实际温度应该更高(吴福元等, 2007)，反映了与A型花岗岩一致的高温特征。

早泥盆世火山岩的εNd(t)为+1.28～+2.70，二阶段模式年龄为929～1045Ma；锆石εHf(t)为+3.18～+7.22，二阶段模式年龄为940～1191Ma，表明其源自中-新元古代增生玄武质下地壳物质的部分熔融。在Rb/Ba-Rb/Sr图解(图11b)和与无水实验熔体组分对比显示早-中泥盆世火山岩原岩为玄武岩和沉积岩的特征。Nb、Ta、Ti负异常可能与源区角闪石或金红石的残留有关。样品的Nb/Ta平均值16.37，介于新生地壳(平均值14.2)和地幔(平均值17.5)之间，远离地壳平均值11，应是继承了源区高Nb/Ta特征。

随着La含量的增加La/Sm、La/Yb比值变化不大，表明其经历了结晶分异过程(图9a, b)。Eu负异常和Sr、Ba强烈的亏损，Sr与Rb/Sr比值呈负相关，表明其经历了斜长石的分离结晶(Yangetal., 2016)。P和Ti亏损指示磷灰石、磁铁矿等矿物分离结晶。岩石经历结晶分异后，很难根据岩石的地球化学成分来讨论这些岩浆来源的源区特征。因此，在判别图解上表现出物源为沉积岩的特征(图11b、图12)是由岩浆结晶分异导致的。岩浆通常会继承源岩的同位素特征，并且在发生分异后保持不变。综上，早泥盆世火山岩源自中-新元古代增生下地壳物质的部分熔融，岩浆形成后经历了斜长石、磷灰石、磁铁矿等矿物的分离结晶作用。

4.2.3 晚泥盆世火山岩

晚泥盆世流纹岩具有高硅，富铝，低钠、钾、钙、铁、镁，属于过铝质钙碱性系列，其过铝质特点可能是由岩浆的结晶分异作用产生的。Na2O含量大于K2O，P2O5含量低(<0.05%)，显示I型花岗岩特征。岩石富集轻稀土元素、Rb、Ba、Th、U、K，亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti，类似活动大陆边缘火山岩(Kelemenetal., 2014)。全岩Nd同位素和锆石Hf同位素显示其源区主要为新生地壳物质，而不是变质沉积岩。因此，晚泥盆世流纹岩属于岛弧钙碱性I型流纹岩。晚泥盆世酸性火山岩具有极低的Sr含量和Rb/Sr比值，使得在计算后ISr<0.7000，不具有明确的成因意义(Kingetal., 1997; Wuetal., 2002; 邱检生等, 2000)。晚泥盆世火山岩的εNd(t)为+6.08，二阶段模式年龄为630Ma；锆石εHf(t)值为+9.63～+13.39，二阶段模式年龄为515～755Ma；进一步说明晚泥盆世流纹岩岩浆源自新元古代-中寒武世增生玄武质下地壳物质的部分熔融。

样品Rb/Sr比值在1.09～1.36之间(平均值1.21)，显示出明显的壳源特征(壳源岩浆大于0.5; Taylor and McLennan, 1985)。样品的Nb/Ta比值(11.71～14.95，平均值13.19)主要介于新生地壳(14.2)和地壳平均值(11)之间，显示壳源岩浆性质(Taylor and Mclennan, 1985; Sun and McDonough, 1989)。Zr/Hf比值(24.65～36.74，平均值27.95)与壳源岩浆的Zr/Hf比值(33，Taylor and McLennan, 1985)接近，低于幔源岩浆的Zr/Hf比值(39，McDonough and Sun, 1995)，反映了岩浆应起源于壳源的性质。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)，晚泥盆世火山岩La/Sm为6.53～7.79(平均值为6.94)，指示其遭受了一定程度的地壳混染作用。在Th/Yb-Ba/La图解(图10b)和Rb/Y-Nb/Y(图10c)图解上显示晚泥盆世流纹岩受板片流体的加入(Genc and Tuysuz, 2010)。随着La含量的增加，La/Sm、La/Yb比值变化不明显(图9a, b)，表明其形成过程经历了结晶分异作用。岩石分异指数(90.61～92.65)较高；Eu负异常和Sr亏损，Sr与Rb/Sr比值呈负相关，表明其经历了斜长石的分离结晶(Yangetal., 2016)。综上，晚泥盆世流纹岩源自新元古代-中寒武世增生玄武质下地壳物质的部分熔融，岩浆形成后经历了结晶分异作用。

4.3 构造背景及意义

研究区中-晚志留世岩浆岩(426～419Ma)为一套钙碱性-高钾钙碱性英云闪长岩、花岗闪长岩、安山岩、英安岩、流纹岩组合，显示Nb和Ta亏损和LREE富集，表明它们与俯冲带环境密切相关；富集Rb、Ba、Th、U、K，亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti，类似于岛弧岩石地球化学特征(Kelemenetal., 2014)；在Sr/Y-Y图解(图14a)上，全部落入经典岛弧岩浆岩区。在La/Yb-Th/Yb图解(图14b)上，主要落入岛弧和大陆弧重叠区域，显示成熟岛弧的特征。La/Yb-Sc/Ni安山岩构造环境判别图解(图14c)显示大陆边缘弧特征。部分样品(SiO2<65%)在Hf/3-Th-Nb/16图解(图14d)上，显示了与岛弧钙碱性玄武岩的特征。区内中-晚志留世岩浆岩(426～419Ma)与晚奥陶世至早志留世英云闪长岩、石英闪长岩(446Ma、438Ma, Zhangetal., 2014)的同位素、地球化学等特征一致(图4、图5、图6、图11)。中-晚志留世岩石具有低Sr高Yb特征，指示正常厚度的地壳(张旗等, 2021)。因此，本文认为区内晚奥陶世至晚志留世岩浆岩形成于活动大陆边缘环境，华北板块北缘东段古亚洲洋早古生代的俯冲一直持续到晚志留世。

早泥盆世流纹质凝灰岩显示铝质A型花岗岩地球化学特征，在Rb/Nb-Y/Nb图解、Nb-Y-Ce图解和Nb-Y-3Ga图解上落入A2型花岗岩范围内(图13d-f)，代表了后碰撞或后造山的伸展构造环境。在Rb-Y+Nb图解和Rb/30-Hf-3Ta图解上，同样显示碰撞后的构造环境(图14e, f)；因此，早泥盆世流纹质凝灰岩形成于碰撞后的伸展环境。晚泥盆世流纹岩(375.5±4.6Ma)具有较年轻的模式年龄，源自新元古代-中寒武世增生下地壳物质的部分熔融，属于钙碱性I型流纹岩。在Sr/Y-Y图解、La/Yb-Th/Yb图解、Rb-(Y+Nb)图解和Rb/30-Hf-3Ta图解上落入火山弧环境(图14a, b, e, f)；因此，晚泥盆世流纹岩形成于火山弧环境。

4.4 地质意义

在东北地区，由于晚二叠世-早三叠世古亚洲洋闭合和中生代强烈向北逆冲(唐克东等, 2004)和走滑(孙晓猛等, 2008)等影响，长春-延吉缝合带不是狭窄的带，而是南至长春-磐石-桦甸-延吉，北至石头口门-吉林-敦化-珲春几十到几百千米的宽带(Liuetal., 2017)。在长春-延吉缝合带的北部，于宏斌等(2017)在机房沟岩群中变质中酸性火山岩中获得388～389Ma年龄，认为其组成了佳蒙地块南缘早泥盆世末期-晚泥盆世初期的火山岩带。长春北东部的石头口门-波泥河蛇绿岩包括镁铁质-超镁铁质杂岩、基性熔岩、辉绿岩墙以及深海相放射虫硅质岩等(刘永江等, 2019)；而且石头口门地区出露的早石炭世火山岩(355～359Ma)为具有洋岛环境的大洋板内火山岩(焦骥, 2020)。本文研究区距离长春市西南约50km，位于长春-延吉缝合带的南部；具有从志留纪至二叠纪连续演化历史，区内古生代地质体总体呈北西西向展布，受变质变形作用影响，不同时代的地质体之间多为构造接触；总体上具有从南西向北东逐渐变新的趋势，反映了古亚洲洋南向俯冲过程中，各地质体陆续就位，并依次侧向拼贴的过程。

华北板块北缘东段法库-延吉地区俯冲增生杂岩带中早古生代岩浆活动从晚寒武世一直持续到晚志留世(图15、表5)，存在494Ma、486Ma、475Ma、467Ma、459Ma、438Ma、422Ma等峰值(图4f)，与白乃庙弧带岩浆岩的峰值(Zhangetal., 2014)可对比，表明法库-延吉地区俯冲增生杂岩带是白乃庙弧带的东延部分。早期岩浆作用(493～458Ma)主要由橄榄岩、辉石岩、辉长岩、辉石安山岩、石英闪长岩、高镁安山岩等组成；吉林中部张家屯地区晚寒武世-早奥陶世变辉绿岩(493Ma，Peietal., 2016)、角闪石辉长岩(486Ma，Maetal., 2020)、石英闪长岩(476Ma)属于与俯冲有关的岛弧拉斑玄武岩，与小绥河中奥陶世高镁安山岩(467Ma，Peietal., 2016)等构成了俯冲开始阶段的产物(Peietal., 2016)。晚期岩浆作用(446～419Ma)主要由闪长岩、安山岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、流纹英安岩、花岗岩、流纹岩等组成，显示了活动大陆边缘岩石组合特征；晚奥陶世至早志留世英云闪长岩和石英闪长岩(446Ma、438Ma，Zhangetal., 2014；443Ma，Maetal., 2020)、早-中志留世埃达克质侵入岩(英云闪长岩，443Ma，白新会等，2015；花岗闪长岩432Ma、石英闪长岩437Ma，Shietal., 2019)、中-晚志留世中酸性岩浆岩(英云闪长岩、花岗闪长岩、安山岩、英安岩、流纹岩)等形成于俯冲背景下的岛弧环境(图16)。

表5 华北板块北缘东段法库-延吉地区寒武纪-泥盆纪岩浆事件数据表Table 5 Cambrian-Devonian magmatic events data of Faku-Yanji area in the eastern segment of the northern margin of the North China Plate

续表5Continued Table 5

泥盆纪岩浆活动(410～375Ma)主要由流纹岩(流纹质凝灰岩)、英安岩、二长花岗岩等组成，存在400Ma、389Ma、377Ma峰值，与张琪琪等(2019)总结的华北地块北缘侵入岩的峰值(400Ma、392Ma、379Ma)一致，反映了华北板块北缘陆缘增生带与华北地块北缘处于相同的构造背景下。区内早泥盆世火山岩(404Ma)形成于碰撞后伸展环境，早泥盆世二长花岗岩(400Ma；Peietal., 2016)与中泥盆世流纹岩(390Ma；Hanetal., 2018)具有埃达克岩地球化学特征，反映了地壳碰撞后加厚的特征。区域资料显示，华北板块与白乃庙岛弧在志留纪末期发生弧陆碰撞，西别河组或张家屯组被认为是碰撞后形成的磨拉石建造，不整合地覆盖于早古生代岩石之上 (张允平等, 2010)。赤峰解放营子地区的西别河组沉积于早泥盆世(凝灰岩夹层年龄405±2Ma)；吉林中部张家屯组沉积于404±14Ma和409±8Ma之后(Peietal., 2016)。西别河组的碎屑锆石年代学结果表明弧-陆碰撞发生在晚志留世-早泥盆世(张琪琪, 2021)。因此，弧陆碰撞可能发生在较短的时间内(419～405Ma)(图16)。随后，在华北克拉通北缘发育400～380Ma碱性岩浆岩带(Zhangetal., 2018)。

前人研究显示该期伸展作用可能持续了整个泥盆纪(王兴安, 2014; 孙立新等, 2017; 陈井胜, 2018; Chenetal., 2018; Duetal., 2021; 张超等, 未发表资料)，或持续到早石炭世(王森等, 2020)等不同认识。蛇绿岩和火山岩等研究显示在晚泥盆世-早石炭世，古亚洲洋又发生了南向俯冲，如：Songetal. (2015)根据中亚造山带出露的蛇绿岩认为存在500～410Ma和360～220Ma两个大洋扩张/俯冲旋回；Xieetal. (2012)认为塔里木克拉通北缘的黑山镁铁质-超镁铁质侵入岩(357±4Ma)形成于活动大陆边缘环境；Shietal. (2022)认为辽宁法库地区高镁安山岩(370Ma)和辉长岩(350Ma)是由古亚洲洋南向俯冲作用下形成的弧后洋盆；张丽等(2020)认为昌图下二台地区早石炭世变质火山岩(341～348Ma)形成于古亚洲洋板块南向俯冲的活动大陆边缘环境。本文认为，研究区晚泥盆世钙碱性I型流纹岩(375.5±4.6Ma)及昌图地区亦晚泥盆世高钾钙碱性I型花岗岩(377±2Ma)(张超等，未发表资料)的发现，表明古亚洲洋板块开始南向俯冲，晚泥盆世(～375Ma)流纹岩形成于活动大陆边缘环境(图16)。

5 结论

(1)测年结果显示，放牛沟火山岩中变安山岩、糜棱岩化变流纹质晶屑凝灰岩和流纹岩锆石U-Pb年龄分别为426±4.8Ma、404±4.5Ma、375.5±4.6Ma，代表岩石的结晶年龄；结合前人测年结果，放牛沟火山岩中包括426～425Ma、～419Ma、404～400Ma、390～384Ma、～375Ma等多期火山事件；放牛沟火山岩构造变形强烈，形成糜棱岩化变质火山岩、构造片岩等，各类岩石之间多为构造接触，实际上是由形成于不同时代、不同构造环境的构造岩片组成。西蟒仗侵入岩中英云闪长质糜棱岩、糜棱岩化黑云母英云闪长岩形成年龄分别为419.5±3.7Ma、424.7±5.9Ma，为中-晚志留世。

(2)中-晚志留世岩浆岩(426～419Ma)为一套钙碱性-高钾钙碱性英云闪长岩、花岗闪长岩、安山岩、英安岩、流纹岩及火山碎屑岩组合；侵入岩和火山岩在时间、空间、物源方面具有一致性，属于同源的火山-侵入杂岩；具有正的εN(t)(+1.04～+1.21)和εHf(t)(+1.26～+7.85)，相对富集Rb、Ba、Th、U、K(LILEs)及轻稀土元素(LREE)，并且亏损Nb、Ta、P、Ti(HFSEs)，主要源自中-新元古代增生下地壳物质(俯冲板片)的部分熔融，上升过程与地幔和下地壳物质发生了混染，形成于活动大陆边缘环境。

(3)早泥盆世糜棱岩化变流纹质晶屑凝灰岩富集Rb、Th、U、K，亏损Ba、Nb、Ta、Eu、Sr、P、Ti，表现出铝质A型花岗岩地球化学特征，形成于白乃庙岛弧与华北板块碰碰撞后伸展环境；具有正εNd(t)(+1.28～+2.70)和εHf(t)(+3.18～+7.22)，表明其源自中-新元古代增生玄武质下地壳物质的部分熔融，岩浆形成后经历了斜长石、磷灰石、磁铁矿等矿物的分离结晶作用。

(4)晚泥盆世糜棱岩化变流纹岩属于钙碱性I型流纹岩；富集Rb、Ba、Th、U、K，亏损Nb、Ta、Sr、P、Ti，类似于岛弧岩石地球化学特征；具有正εNd(t)(+6.08)和εHf(t)(+9.63～+13.39)，说明其岩浆源自新元古代-中寒武世增生玄武质下地壳物质的部分熔融；形成于活动大陆边缘环境，古亚洲洋板块开始南向俯冲。

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。