吉南白山地区早白垩世岩浆岩U-Pb年代学、岩石地球化学、Hf同位素证据：对华北克拉通破坏的制约*

2022-09-20玄雨菲董晓杰王长兵刘正宏张诺王晨高煜李梦琪

岩石学报 2022年8期

玄雨菲董晓杰, 2 王长兵刘正宏, 2 张诺王晨高煜李梦琪

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

华北克拉通因出露3.8Ga的始太古代岩石，被认为是世界上最古老的克拉通之一(Liuetal.,1992; Zhaietal., 2005; 吴福元等, 2005; Zhaoetal., 2012; 崔芳华等, 2020)。华北克拉通北抵中亚造山带，西南倚祁连山-秦岭-大别造山带，东南临苏鲁-临津江造山带(Wang and Mo, 1995)。晚古生代-早三叠世，古亚洲洋和大别-苏鲁洋闭合，华北克拉通演变为东亚大陆的一部分。中生代华北克拉通东部的地壳厚度<35km，岩石圈厚度在60～100km，相较于西部地壳厚度40～60km，岩石圈厚度80～100km明显减薄(Wuetal., 2019)，并伴有强烈的岩浆作用、构造活动、巨量金属成矿作用，这一现象被称为克拉通破坏(Yangetal., 2007, 2021;吴福元等, 2008; Yang and Wu, 2009; Zhuetal., 2011, 2012b; Li, 2013; Tangetal., 2013; Wuetal., 2014)。

克拉通破坏是目前板块构造学的研究热点之一，1975年海城大地震和1976年唐山大地震的发生表明华北克拉通仍然存在强烈的构造活动。目前对华北克拉通破坏的起始时间存在以下不同的观点：晚三叠世(韩宝福等, 2004; Yangetal., 2010; Wangetal., 2022a)、晚侏罗世(Gaoetal., 2004)以及早白垩世(Yangetal., 2003, 2008; Wuetal., 2005)。华北克拉通中生代岩浆岩组合、地球化学特征、岩石空间分布规律，以及NE-NEE向的继承性活动断裂和伸展断陷盆地的空间展布特征指示古太平洋板块的俯冲作用是华北克拉通破坏发生的一级驱动力(Zhangetal., 2012b; 许文良等, 2013; Jietal., 2015; Qietal., 2015; Wangetal., 2016; Zhaoetal., 2017; Yangetal., 2018; Pangetal., 2020)。古太平洋板块的初始俯冲可能发生于二叠纪(Ernstetal., 2007; Yangetal., 2015)、晚三叠世(Zhouetal., 2014; Wilde, 2015; Maetal., 2017; Guanetal., 2022)、早-中侏罗世(Yuetal., 2012; Zhangetal., 2016; Zhu and Xu, 2019; 许文良等, 2022)以及白垩纪 (Chenetal., 2008)。～145Ma,俯冲的古太平洋板块发生回退(Wuetal., 2019; Ma and Xu, 2021)，并于130～120Ma的早白垩世早期达到峰值(Yang and Li, 2008; Jiangetal., 2010; Liuetal., 2019; Fangetal., 2021)。古太平洋板块的俯冲回撤使华北克拉通整体处于伸展背景而导致克拉通破坏，破坏峰期伴随着大规模I型花岗岩、A型花岗岩、双峰式火山岩、埃达克质岩浆岩活动(Yuetal., 2009; Lietal., 2011; Peietal., 2011a; 秦亚等, 2013)，以及最活跃与强烈的成矿作用 (翟明国等, 2005; 杨立强等, 2014)。

吉林南部位于华北克拉通东北部，位于中亚造山带东段，地处欧亚板块东部边缘(图1a)。中生代，受古亚洲洋构造体系、蒙古-鄂霍茨克构造体系、扬子克拉通与华北克拉通碰撞体系以及环太平洋构造体系的叠加影响，地质构造背景复杂(Wuetal., 2007; 唐杰等, 2018)，是系统研究华北克拉通破坏成因机制与演化历史的理想区域。吉南地区早白垩世岩浆活动强烈，岩石类型多样，岩浆源区包括富集岩石圈地幔(裴福萍等, 2009; Maetal., 2016; Zhouetal., 2021; Fengetal., 2020)、亏损的软流圈地幔(Yangetal., 2007)、古老地壳和新增生地壳(Jietal., 2015; Zhangetal., 2020, 2021; Chenetal., 2022)，其地球化学特征的差异主要受源区成分与熔融程度的控制(张旗等, 2008)。白山地区的埃达克质火山岩开展工作相对较少，埃达克质侵入岩更是鲜有报道(Chenetal., 2022)。本文以吉南兴林花岗斑岩与红土崖安山质晶屑凝灰岩为主要研究对象，进行全岩地球化学、锆石U-Pb年代学以及Hf同位素的综合研究，通过系统分析与对比，确定吉南地区早白垩世埃达克质岩浆岩的岩石成因、源区性质以及构造背景。在以上工作的基础上，结合江源含角砾流纹质岩屑晶屑凝灰岩的锆石U-Pb年龄及Hf同位素特征，确定吉南地区早白垩世岩浆活动与源区特征，探讨古太平洋板块晚中生代俯冲与回退过程，剖析早白垩世华北克拉通破坏与岩石圈减薄机制。

1 区域地质背景

华北克拉通东北部包含北部龙岗陆块，南部狼林陆块以及两陆块之间的胶-辽-吉造山带(Lietal., 2005; Zhaoetal., 2005; 陈煜嵩等, 2020)。吉林省南部位于龙岗陆块与胶-辽-吉造山带交界地带(图1a)，具有构造演化复杂，岩浆活动多期的特点(刘永江等, 1997)。太古宙龙岗陆块以广泛分布TTG片麻岩与壳源富钾花岗岩为主要特征，成为华北克拉通最重要的太古宙基底研究区之一(李鹏川等, 2016)。古元古代胶-辽-吉造山带以发育绿片岩相至麻粒岩相变质火山沉积岩系为特征(李三忠等, 2004; Zhouetal., 2008; 朱建江等, 2021)，沉积时限在1.8～2.2Ga之间(Luoetal., 2004; Luetal., 2006; Li and Zhao, 2007)。造山带内出露大面积古元古代岩浆岩，包括A型花岗岩、二长花岗岩、碱性花岗岩以及基性-超基性岩，成因可能与龙岗陆块与狼林陆块碰撞和随后形成的伸展环境有关(路孝平等, 2004; 刘福来等, 2015; 许王等, 2017)。区内新元古界-古生界沉积盖层大规模出露，新元古界为碎屑岩与碳酸盐岩建造，下古生界为一套浅海碳酸盐岩建造，上古生界为一套含煤陆缘碎屑岩建造(图2)。

中生代伊泽奈崎板块高速向欧亚板块NNW向俯冲使得研究区内形成近S-N的挤压应力(Engebretsonetal., 1985; Maruyamaetal., 1997)，蒙古-鄂霍茨克洋最终闭合使得东北地区挤压更加剧烈(Peietal., 2011c; Lietal., 2012; 顾承串等, 2016)。随后伊泽奈崎板块后退，整个研究区处于NW-SE 向拉张环境(Renetal., 2002; Zhangetal., 2012b; Xuetal., 2013; Dongetal., 2015)，华北克拉通东北部NE-NNE向断裂如敦化-密山断裂带、鸭绿江断裂带均表现为张性特征，沿断裂发育一系列断陷盆地。吉南地区白垩纪断陷盆地中形成了果松组、林子头组等火山沉积岩系。果松组岩性主要以杏仁状、斑状安山岩为主，含少量凝灰熔岩及凝灰质砂砾岩，总体呈北东向展布。林子头组岩性主要为火山碎屑岩与中酸性熔岩，以及少量凝灰质砂岩(吉林省地质矿产局, 1988)。吉南地区出露晚三叠世-早白垩世岩浆岩，其中早白垩世侵入岩和火山岩分布广泛(图1b)，岩浆活动时间限定在131～120Ma(Lietal., 2011; Peietal., 2011a; Fengetal., 2020; 周皓等, 2020; Zhangetal., 2020, 2021)。侵入岩以花岗质岩石为主，沿鸭绿江断裂带自东北向西南出露，平行于欧亚大陆东部边缘(图1b)。火山岩多产于火山-沉积盆地，以碱性系列的粗面岩、安山岩为主，发育少量流纹岩(裴福萍等, 2009; Yuetal., 2009)。此外，通化赤松柏地区出露基性-超基性岩，锆石U-Pb年龄为137～129Ma(Peietal., 2011b)，老岭A型花岗岩年龄为125～121Ma(秦亚等, 2013)。该时期是中国东部早白垩世最强烈的一次岩浆活动(Wuetal., 2005)。

2 岩石特征

花岗斑岩(20JN14-1)采自通化兴林侵入体，坐标N42°1′20″、E126°8′32″。花岗斑岩呈岩株侵入太古代片麻岩中，形状不规则，出露面积约50km2。风化面黄褐色，新鲜面肉红色，斑状结构，块状构造。斑晶为斜长石，正长石，石英，角闪石，少量黑云母。石英斑晶自形程度好，呈粒状，单偏光镜下无色，粒径1.5～2mm，含量25%；斜长石斑晶自形程度好，呈板状，粒径1.25～7.5mm，发育明显的聚片双晶，少数具有斜长石环带，绢云母化严重，含量约20%(图3a)；正长石斑晶自形程度一般，可见卡式双晶，粒径约1.5～5mm，含量约10%；角闪石自形程度中等，部分呈长柱状，单偏光镜下呈绿色，多色性明显，大小不等，粒径0.25～1.5mm，存在绿泥石化和绿帘石化蚀变(图3b)，部分干涉色异常，含量4%；黑云母呈片状，一组极完全解理，干涉色较高，粒径0.25mm，含量约1%。基质为显微晶质结构，含量约40%。

含角砾流纹质岩屑晶屑凝灰岩(20JN13-1)采自江源区果松组，坐标N42°3′4″、E126°34′5″。火山碎屑结构，块状构造。火山碎屑主要是岩屑和晶屑，含量约30%。晶屑主要是石英及透长石，含量15%。石英单偏光镜下无色，干涉色一级黄白，呈粒状，分布均匀，粒径0.125～0.5mm；透长石呈尖棱角状及次棱角状，横向裂纹发育，粒径大小不一，最大可达2.25mm；岩屑含量15%，主要为中、酸性熔岩(图3c)。基质主要组成为石英、透长石和斜长石。

安山质晶屑凝灰岩(N20HX-1)采自红土崖地区林子头组，坐标N41°45′46.35″、E126°24′37.17″。火山碎屑结构，块状构造。火山碎屑以晶屑为主，约50%～60%。晶屑大小不一，主要有斜长石、角闪石、黑云母、石英。斜长石自形程度好，板状，一级灰白干涉色，聚片双晶发育，粒径0.25～2.25mm，含量35%；角闪石自形程度好，呈长柱状，多色性明显，有绿泥石化的暗化边，粒径0.2～0.5mm，含量15%；黑云母较少含量约7%，片状，一组极完全解理，干涉色较高，粒径约0.1～0.2mm(图3d)；石英含量约3%，有熔蚀现象，粒状，粒径0.05～0.1mm。基质含量40%～50%，胶结物为安山质，局部具有碳酸岩化现象。

3 分析方法

3.1 锆石U-Pb同位素测年

测试样品挑选与制靶在北京锆年领航科技有限公司完成。将样品粉碎为200目，采用浮选和电磁方法进行锆石挑选，随后按照常规方法进行样品锆石阴极发光(CL)图像采集和制靶。其中锆石的透射光、反射光和CL图照相工作是在日本电子JSM6510扫描电子显微镜Gatan阴极荧光探头下完成的，在将得到的透射反射光、CL图反复比对后，确定自形程度较好，拥有震荡环带的部位，以便保证测试年龄的准确性。

锆石U-Pb同位素定年在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS分析完成。取样使用的是GeolasPro激光剥蚀系统，由COMPexPro 102 ArF准分子激光器和MicroLas光学系统组成。离子信号强度用Agilent 7700e ICP-MS接收，在低于1Hz的激光重复率下也能产生平滑信号。在分析过程中，根据锆石大小和U含量使用了32μm光斑尺寸，具体测试过程见文献(Zongetal., 2010, 2017)。U-Pb同位素定年采用锆石标准91500和玻璃标准物质NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正(Wiedenbecketal., 1995)。用GJ-1(Jacksonetal., 2004)和Plešovice(Slámaetal., 2008)作为锆石标准样品监测所获得的U-Pb数据的稳定性和准确性。对U-Pb数据的离线处理用软件ICPMSDataCal完成(Liuetal., 2008, 2010b)。U-Pb年龄计算和谐和图绘制用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实分析检测(广州)有限公司进行。在将去除风化面的新鲜样品进行清洗、研磨、粉碎后，得到200目用于主量、微量元素分析的岩石粉末。主量元素采用X射线荧光光谱仪测定，方法为X-荧光光谱法(ME-XRF26d)。微量元素和稀土元素采用电感耦合等离子体质谱仪测定，方法为ICP-MS(ME-MS81)。

3.3 Hf同位素分析

锆石Hf同位素分析测试在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-MC-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为Geolas HD，多接收杯等离子体质谱为Neptune Plus，同时配备提高同位素测试精度的信号平滑装置，使用氦气载气。分析使用单点剥蚀模式，斑束固定为32μm(Huetal., 2012)。Hf和Yb的质量分馏系数βHf和βYb用179Hf/177Hf=0.7325和173Yb/171Yb=1.132685计算，实时获取的锆石本身的βYb就可以用于干扰校正，176Yb对176Hf的同量异位干扰用176Yb/173Yb=0.79639消除(Fisheretal., 2014)。锆石Hf同位素标准校正采用91500和GJ-1国际锆石以及SP-01锆石，用于更好地监控测得同位素数据质量。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb定年

本文对2个火山碎屑岩样品(N20HX-1、20JN13-1)和1个花岗斑岩样品(20JN14-1)进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析(表1)。部分CL图像(图4b-d)显示锆石形状为自形到半自形，其中自形形状为长柱状，长宽比介于2:1～3:1，具有明显振荡生长环带特征。

表1 吉南地区岩浆岩LA-ICP-MS 锆石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 magmatic rocks in southern Jilin Province

续表1Continued Table 1

4.1.1 兴林花岗斑岩锆石U-Pb定年

兴林花岗斑岩(样品20JN14-1)的锆石稀土元素表现出从La到Lu的含量明显增加以及强烈的Ce正异常的特征，(图4a, 数据略)，δCe为1.20～324.5，与“岩浆成因”的锆石REE模式特征相似(Pelleteretal., 2007; Dongetal., 2019)，表明花岗斑岩中的锆石为岩浆成因。15颗锆石U-Pb测点年龄均落在206Pb/238U-207Pb/235U的谐和线上或附近(图4b)，剔除1个160Ma的偏离点之后，206Pb/238U加权平均年龄为130±1Ma(MSWD=1.80, n=14)，表明其岩浆结晶年龄限定在早白垩世。

4.1.2 白山地区火山岩锆石U-Pb定年

红土崖安山质晶屑凝灰岩(样品N20HX-1)锆石Th含量为150×10-6～384×10-6，U含量199×10-6～523×10-6，Th/U为0.61～0.97。江源含角砾流纹质岩屑晶屑凝灰岩(样品20JN13-1)锆石Th含量为455×10-6～1927×10-6，U含量789×10-6～1699×10-6，Th/U为0.56～1.13。2件样品的锆石Th/U均大于0.10，锆石稀土元素具有明显的左倾斜型，强烈的Ce正异常与Eu负异常(图4a, 数据略)，表明锆石为岩浆成因锆石(Koschek, 1993)。

红土崖安山质晶屑凝灰岩(样品N20HX-1)的30粒锆石U-Pb测年结果中，有24粒锆石年龄谐和度较高。U-Pb年龄均落在206Pb/238U-207Pb/235U谐和线上(图4c)，剔除两颗约260Ma捕获锆石年龄后，206Pb/238U加权平均年龄为128±1Ma (MSWD=1.80, n=22)。江源含角砾流纹质岩屑晶屑凝灰岩(样品20JN13-1)的30粒锆石U-Pb测年结果中，22粒锆石年龄谐和度较高，U-Pb年龄均落在206Pb/238U-207Pb/235U的谐和线上(图4d)，加权平均年龄为120±1Ma(MSWD=1.20, n=22)。2件样品的锆石加权平均年龄表明研究区内火山岩的结晶年龄在128～120Ma。

4.2 全岩地球化学

采自吉南地区的10件样品的主、微量元素分析见表2。

表2 吉南地区岩浆岩的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果Table 2 Whole rock major (wt%) and trace (×10-6) element compositions of the magmatic rocks in southern Jilin Province

4.2.1 兴林花岗斑岩地球化学特征

兴林花岗斑岩的SiO2含量变化较小(68.31%～68.80%)，兴林花岗斑岩微量元素特征在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图6a)表现为富集Rb、Ba、Th、U、K等大离子亲石元素(LILEs)，强亏损Nb、Ti、P等高场强元素(HFSEs)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图解中(图6b)表现为右倾型。稀土元素总量(∑REE)为84.34×10-6～97.36×10-6，LREE/HREE=14.5～15.7，(La/Yb)N=21.4～27.3，轻稀土元素(LREEs)富集，重稀土元素(HREEs)亏损，轻重稀土元素内部分馏明显((La/Sm)N=3.85～4.41，(Gd/Yb)N=3.20～3.59)。样品δEu为0.82～0.88，显示具有弱的负铕异常。

富铝Al2O3(15.19%～15.44%)、富碱(Na2O+K2O=8.00%～8.20%)。其CaO含量为0.99%～1.57%，TiO2含量为0.30%～0.32%，FeOT含量为2.41%～2.70%，MgO含量1.39%～1.48%(Mg#=48.74～50.74)。在TAS(Na2O+K2O-SiO2)图解中，样品集中落入花岗岩区域内(图5a)。在K2O-SiO2系列图解中，样品均显示为高钾钙碱性系列(图5b)。富铝指数A/CNK=1.06～1.14，A/NK=1.32～1.36，表明样品为准铝质-弱过铝质花岗岩(图5c)。

4.2.2 白山地区火山岩地球化学特征

红土崖安山质晶屑凝灰岩样品的SiO2含量为61.24%～63.24%。富铝Al2O3(15.44%～15.98%)、富碱(Na2O+K2O=9.00%～9.30%)。其CaO含量为3.29%～4.48%，TiO2含量为0.50%～0.52%，FeOT含量为3.43%～3.63%，MgO含量1.88%～1.96%(Mg#=48.66～49.96)。在TAS图解中，样品落入碱性系列的粗面岩区域内(图5d)，里特曼组合指数δ=4.18～4.77(平均值4.44)，在3.3～9.0区间，也表明其为碱性岩。

红土崖安山质晶屑凝灰岩在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图6a)，表现为富集Cs、Ba、Th、U、K、Sr等大离子亲石元素(LILEs)，强烈亏损Nb、Ti、P等高场强元素(HFSEs)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图解中(图6b)表现为右倾型，整体左陡右缓。稀土元素总量为147.07×10-6～160.7×10-6，LREE/HREE=15.4～16.5，(La/Yb)N=24.0～25.1，轻重稀土元素发生了较大分异，轻稀土元素相对富集。(La/Sm)N=4.48～4.70，(Gd/Yb)N=2.85～2.91，轻重稀土元素内部都发生了分异作用，轻稀土元素分馏更明显。样品δEu为0.88～0.94，显示微弱的负铕异常特征。

4.3 锆石Hf同位素

本文的3件样品(20JN13-1、20JN14-1、N20HX-1)锆石原位Hf同位素测试结果见表3。兴林花岗斑岩样品20JN14-1的10颗锆石176Hf/177Hf为0.282186～0.282688，εHf(t)介于-17.96～-0.19，两阶段亏损模式年龄tDM2=1197～2313Ma。红土崖安山质晶屑凝灰岩N20HX-1的10颗锆石176Hf/177Hf为0.282791～0.282852，εHf(t)介于3.37～5.47，两阶段亏损模式年龄tDM2=830～967Ma。江源含角砾流纹质岩屑晶屑凝灰岩20JN13-1的10颗锆石176Hf/177Hf为0.282625～0.282730，εHf(t)介于-2.69～1.00，两阶段亏损模式年龄tDM2=1115～1349Ma(图7)。

表3 吉南地区岩浆岩的锆石Hf同位素分析结果Table 3 Zircon Hf isotopic data of the magmatic rocks in southern Jilin Province

5 讨论

5.1 吉南早白垩世岩浆岩石成因及源区特征

兴林花岗斑岩与红土崖安山质晶屑凝灰岩高SiO2(61.24%～68.80%)、Al2O3(15.19%～15.98%)，高Na2O/K2O(1.30～1.62)。稀土元素总量较高，球粒陨石标准化稀土分布模式为轻稀土富集，重稀土亏损的右倾型，富集Rb、Ba、Th、U、K、Sr等大离子亲石元素，强亏损Nb、Ti、P等高场强元素，轻重稀土分馏明显。结合兴林花岗斑岩全岩锆饱和温度为798～815℃，确定兴林花岗斑岩为I型花岗岩。兴林花岗斑岩与红土崖安山质晶屑凝灰岩上述地球化学特征与活动大陆边缘弧岩浆岩特征相似，在Rb-(Y+Nb)和Ta-Yb判别图解中，兴林花岗斑岩和红土崖安山质晶屑凝灰岩的样品均落在火山弧花岗岩区域内(图8a, b)。在Th/Yb-Ta/Yb和Th/Ta-Yb的判别图解中，样品均落在活动大陆边缘区域内(图8c, d)。

除上述地球化学特征，兴林花岗斑岩与红土崖安山质晶屑凝灰岩具有高Sr(551×10-6～630×10-6)、高Sr/Y(45.27～93.13)、高(La/Yb)N(21.41～27.34)，贫Y(6.8×10-6～13.1×10-6)、贫Yb(0.53×10-6～1.03×10-6)，微弱的负铕异常(δEu=0.82～0.94)等特征，具有埃达克质岩石的地球化学特征(Defant and Drummond, 1990; 张旗等, 2003; Martinetal., 2005; Castillo, 2006; Xuetal., 2006)。在 (La/Yb)N-YbN与Sr/Y-Y判别图解中，样品点均落入埃达克岩区(图9)。通常情况下，埃达克质岩的成因模式包括：(1)俯冲大洋玄武质洋壳部分熔融(Defant and Drummond, 1990; Martinetal., 2005)；(2)玄武质岩浆的同化混染与结晶分异(Castilloetal., 1999; Richards and Kerrich, 2007)；(3)加厚下地壳直接熔融；(4)拆沉下地壳的部分熔融(Kay and Kay, 1993; Xuetal., 2002, 2006; Chungetal., 2003; Castillo, 2008; Coldwelletal., 2011; Wangetal., 2020)。

兴林花岗斑岩和红土崖安山质晶屑凝灰岩Cr含量远小于幔源岩浆Cr含量(>1000×10-6)，Nb/U值(2.37～2.63)与Ta/U值(0.14～0.20)远远小于地幔直接熔融形成岩石的比值(Nb/U=47，Ta/U=2.7)(Hofmann, 1988; 王安琪等, 2021)。Rb/Sr值为0.16～0.18，Th明显富集(6.60×10-6～15.90×10-6)，与俯冲洋壳熔融形成的埃达克岩Rb/Sr<0.05以及Th含量低的特征不符(Huangetal., 2009)。此外，兴林花岗斑岩与红土崖安山质晶屑凝灰岩的K2O含量为3.22%～3.58%(>3%)，Na2O/K2O值为1.30～1.62 (<12)，明显与俯冲洋壳熔融形成的埃达克岩由于残留相存在含水角闪石而富钠贫钾(K2O<3%，Na2O/K2O>12)的特征不同(Liuetal., 2010a)。而大陆地壳残留相为榴辉岩相，不存在角闪石，会使得产生的埃达克质熔体富钾(Huang and He, 2010)。在MgO-SiO2图解与Mg#-SiO2图解中，所有样品落入下地壳熔融区域(图10)，指示研究区埃达克质岩石的岩浆源区可能来自大陆地壳而不是俯冲的大洋板片。

兴林花岗斑岩与红土崖安山质晶屑凝灰岩内均可见角闪石斑晶(图3)，但角闪石的大规模分离结晶会使得稀土元素配分图显示为“U”型特点(Rollinson, 1993)，这与本区样品稀土元素配分形式呈“右倾型”的地球化学特征相悖。其次，无论是石榴子石高压分离结晶，还是角闪石低压分离结晶，在SiO2与Sr/Y、Dy/Yb、La、La/Y的协变图解中(图11)，本区埃达克质岩并未显示出结晶分异的趋势。角闪石低压分离结晶会使得SiO2与Sr/Y呈正相关，与Dy/Yb呈负相关(Moyen, 2009)，图中显示SiO2与Sr/Y、Dy/Yb并无线性关系。玄武质岩浆分离结晶具有较大的SiO2变化范围(Lietal., 2009)，但兴林花岗斑岩(SiO2=68.31%～68.80%)与红土崖安山质晶屑凝灰岩(SiO2=61.24%～63.24%)变化范围较小，并且缺乏铁镁质岩石端元。因此，本文认为玄武质岩浆的同化混染与结晶分异不能解释本区埃达克质岩的源区成因。

兴林花岗斑岩相对富SiO2(68.31%～68.80%>68%)，贫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)较拆沉下地壳部分熔融形成的埃达克质岩相对较低，表明兴林花岗斑岩可能是加厚下地壳直接熔融所形成的埃达克质岩(Wangetal., 2006b; 洪宇飞等, 2020)。红土崖安山质晶屑凝灰岩相对贫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)远远大于加厚下地壳直接熔融成因的Cr含量，这可能是由于拆沉下地壳部分熔融形成的岩浆在上升时与地幔橄榄岩发生相互作用，使得红土崖安山质晶屑凝灰岩显示幔源物质加入的特征(Gaoetal., 2004; Wangetal., 2006b; Zhangetal., 2010; 洪宇飞等, 2020)。在Mg#-SiO2、TiO2-SiO2、Yb-SiO2、Al2O3-SiO2、Th-SiO2以及K2O/Na2O-K2O图解中(图12)，兴林花岗斑岩落在加厚下地壳直接熔融的埃达克质岩区域或邻近位置，红土崖安山质晶屑凝灰岩落在拆沉下地壳熔融形成的埃达克岩区域及邻近位置，与前述判断保持一致。兴林花岗斑岩与红土崖安山质晶屑凝灰岩均具有富集LREE，亏损HREE，微弱的负铕异常(0.82～0.94)等特征，指示源区存在石榴石和少量斜长石残留。

兴林花岗斑岩εHf(t)值介于-17.96～-0.19，两阶段亏损模式年龄tDM2=1197～2313Ma，暗示兴林花岗斑岩来自古元古代-中元古代的加厚的铁镁质下地壳直接熔融。兴林花岗斑岩εHf(t)值域变化范围较广，Mg#值偏高进一步揭示在花岗岩形成过程中，地幔岩浆不仅提供热源还提供了部分物质，使得少量幔源物质混入花岗岩中(Sunetal., 2010, 2019)。红土崖安山质晶屑凝灰岩的εHf(t)值介于3.37～5.47，两阶段亏损模式年龄tDM2=830～967Ma，表明红土崖安山质晶屑凝灰岩来自新元古代的新生地壳部分熔融，是拆沉的榴辉岩质下地壳的部分熔融与地幔橄榄岩发生反应的产物。江源含角砾流纹质岩屑晶屑凝灰岩的εHf(t)值介于-2.69～1.00，两阶段模式年龄tDM2=1115～1349Ma，与前述二者均不一致，表明吉南地区早白垩世岩浆源区较为复杂，具有多组分、多来源的特点，揭示当时陆壳物质组成的不均一，既有古元古代的古老地壳也存在新元古代的新生地壳，华北克拉通东北部发生两次地壳增生事件(陆松年等, 2012; 高福红等, 2013; Wangetal., 2014; 付俊彧等, 2021)。

5.2 吉南早白垩世构造演化背景及其对华北克拉通破坏的制约

华北克拉通北缘在晚中生代出露大量碱质A型花岗岩，东北地区发育大量双峰式火山岩(许欢等, 2013)。在华北克拉通东北部以及吉黑东部其他区域，四道沟组，二股砬子组等具有代表性的地层出露的火山岩表现为钙碱性特征，年龄限制在131～113Ma(Yuetal., 2009)，果松组中存在高钾钙碱性系列的辉石安山岩-角闪安山岩-玄武安山岩组合，其中角闪安山岩40Ar-39Ar年龄为130～129Ma，指示早白垩世期间古太平洋板块的俯冲作用。向西至吉南老岭地区和松辽盆地有典型的A型花岗岩出露(秦亚等, 2013; Lietal., 2015)。松辽盆地中沿长岭断裂带出露的营城子组双峰式火山岩(115～106Ma)，大兴安岭内辉长岩-花岗岩组合，以及通化赤松柏地区和辽东地区的辉长岩-闪长岩组合(134Ma)等一系列双峰式火山岩组合均表明，早白垩世华北克拉通东北部处于后碰撞伸展构造环境(林强等, 2003; Peietal., 2011b; 许文良等, 2013; Liuetal., 2022)，这一结论也得到饶河增生杂岩晚侏罗世-早白垩世构造就位的限制(Wangetal., 2017; 许文良等, 2019)。同时，华北克拉通东北部强烈的伸展活动还表现在一系列早白垩世变质核杂岩、伸展穹隆、拆离断层和断陷盆地的发育(Zhangetal., 2012a; Zhuetal., 2012a)。辽西医巫闾山变质核杂岩中白云母的40Ar-39Ar年龄为131.6±1Ma(李刚等, 2012)，辽东新房变质核杂岩锆石U-Pb年龄为123.2±1.9Ma(张璟等, 2020)，辽西瓦子峪拆离断层的40Ar-39Ar年龄被限定在120～113Ma(Shietal., 2020)。NE-NNE向断裂如鸭绿江断裂带、敦化-密山断裂带等在遥感影像上表现为锯齿状折线形，断裂带内表现为可见断层三角面、断层陡崖，发育宽窄差异较大的条带状负地形的张性特征，并且沿着断裂发育一系列早白垩世新生断陷盆地(朱光等, 2001; Jahnetal., 2015; Tangetal., 2016)。沿着敦化-密山断裂带呈北东向排列的果松盆地、通化盆地、敦化盆地以及柳河盆地，盆地内及相邻地区产出高镁埃达克质岩(Maetal., 2016; Zhouetal., 2021)。沿鸭绿江断裂带分布的丹东盆地、绿江村盆地和凉水盆地内的火山岩年龄及40Ar-39Ar年龄将鸭绿江断裂带早白垩世继承性活动限定在131～100Ma(Zhangetal., 2019)。辽西排山楼大型金矿、吉南板庙子金矿等一系列早白垩世浅成低温热液型金矿床在陆缘内侧广泛发育，表现为类似弧后的伸展环境。综上所述，早白垩世华北克拉通东北部处于强烈伸展的构造背景，而在这之前地壳加厚事件就已经发生。

中生代期间多重构造体系影响东北地区，如古亚洲洋构造体系、蒙古-鄂霍茨克洋构造体系、扬子克拉通与华北克拉通碰撞体系以及环太平洋构造体系(Jiangetal., 2012; 唐杰等, 2018)。蒙古-鄂霍茨克洋构造体系主要影响范围在松辽盆地以西以及华北克拉通北缘西段，未包括吉南地区(Lietal., 2018)。古亚洲洋闭合时间被限定在早-中三叠世沿索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带自西向东呈剪刀状闭合(李锦轶等, 2007; Jianetal., 2010; Wangetal., 2022b)，产出的岩浆岩缺少中性岩，与本区大量发育安山岩、安山质凝灰岩不一致。扬子克拉通与华北克拉通碰撞会导致地壳增厚，但是侏罗纪东北地区仍然存在大量古老地壳基底，表明扬子克拉通与华北克拉通碰撞很有可能是华北克拉通东北部晚三叠世之前一次地壳加厚过程的成因(刘福来等, 2012)，而非本次研究区地壳加厚与拆沉的原因。通过对不同构造域的作用时间和空间范围限定后，可以确定吉南地区早白垩世之前的一次地壳增厚过程以及此后的拆沉作用是受环太平洋构造体系影响的。

早-中侏罗世，吉黑东部和佳木斯地块东缘发育钙碱性火山岩组合(许文良等, 2022)，我国东北发育大陆弧以及广阔的弧后体系，吉南和延边地区出露大量埃达克质中酸性岩(张超等, 2014)，地球化学特征与活动大陆边缘弧岩浆岩特征相似(图13a)。美浓地体存在160Ma的低级变质事件，并得到黑龙江增生杂岩就位时间的支持(Isozaki, 1997; Zhouetal., 2009)。这些都为古太平洋板块在早-中侏罗时期已经开始俯冲提供有力证据。中侏罗世岩浆岩主要为俯冲流体交代地幔楔部分熔融成因，相较于早侏罗世岩浆岩，缺少玄武质岩浆底侵地壳成因(Wangetal., 2017)，这一源区的性质变化反映出中侏罗世伊泽奈崎板块由高角度俯冲转为低角度俯冲至华北克拉通以下，以平卧状态存在于岩石圈与软流圈地幔之间，华北克拉通下岩石圈增厚(Bourdonetal., 2003; Liuetal., 2012; Zheng and Dai, 2018; Wuetal., 2019; Ma and Xu, 2021)。随着下地壳加厚，下地壳变质为高密度的榴辉岩体。

早白垩世初期，伊泽奈崎板块在俯冲期间板块回撤，海沟后退(图13b)，整个研究区处在NW-SE向拉张环境(Renetal., 2002; Xuetal., 2013; Dongetal., 2015)。此时滞留板片脱水导致地幔软流圈物质上涌，改变了岩石圈底部上覆地幔的物理性质，使得早白垩世早期地幔提供热源的影响显著提高，加速侏罗纪时期形成的榴辉岩质下地壳拆沉(Zhuetal., 2011; Zhu and Xu, 2019)。拆沉下地壳不大可能是整体进行性的，应当是一种缓慢的非整体拆沉，以局部小规模的滴水式拆沉为主要表现形式(张旗等, 2006; 章军锋等, 2011)，当榴辉岩质下地壳密度大于下覆岩石圈地幔时，引发拆沉。130～120Ma，拆沉速率达到最高，地壳减薄达到峰值，华北克拉通破坏处于关键阶段(姜耀辉等, 2005; Jiangetal., 2010; Liuetal., 2019)，这一时间限定与本文拆沉下地壳部分熔融形成的红土崖安山质晶屑凝灰岩年龄是128Ma相吻合，也得到了本地区大量岩浆岩年龄及地球化学证据支持(Fengetal., 2020; 周皓, 2021)。由于拆沉是局部进行的，地幔提供的热能依然可以使未达到拆沉密度的加厚榴辉岩质下地壳直接熔融，形成兴林花岗斑岩(图13b)。缓慢的拆沉作用和热-化学侵蚀在克拉通破坏过程中是相辅相成的，揭示了同一时期同一地区产出的兴林花岗斑岩和红土崖安山质晶屑凝灰岩成因不同的原因。

在相应的时空分布上，拆沉作用是具有时序性由西到东逐步进行的。华北克拉通东北部的新宾盆地、桓仁盆地、果松盆地以及通化盆地中产出的火山岩年龄为130～124Ma，松辽盆地出露的高镁埃达克质岩石和A型花岗岩报道的年龄为115～104Ma(Jietal., 2019)，由西至东形成的早白垩世断陷盆地内出露的高镁埃达克质岩石和A型花岗岩年龄越来越年轻。在早白垩世早期，郯庐断裂在东北地区的分支依兰-伊通断裂带和敦化-密山断裂带继承性活动，一系列湖泊沿依兰-伊通断裂带北东向断续排列，湖盆长轴方向与断裂走向一致，由西至东三个湖盆的长约2.04km、5.84km、15.29km，湖盆规模一定程度上反应了断裂的活动强度由西至东逐渐增强。沿敦化-密山断裂带左旋剪切后由西至东出露的抚顺安山岩和鸡西安山岩年龄分别为123Ma和102Ma(刘程, 2019)。这些都可以证实随着伊泽奈崎板块回撤，拆沉作用及其与橄榄岩的反应改造了岩石圈地幔和地壳的成分及性质，导致了空间上自西向东的克拉通破坏和岩石圈减薄。