辽北地区早-中二叠世变质火山-碎屑岩年代学和地球化学特征：对华北板块北缘东段构造演化的启示*

张丽 刘永江 张超 刘晓燕 李伟民 葛锦涛 梁琛岳 赵英利

1. 防灾科技学院地球科学学院，三河 065201 2. 中国地质调查局沈阳地质调查中心，沈阳 110034 3. 河北省地震动力学重点实验室，三河 065201 4. 深海圈层与地球系统前沿科学中心，海底科学与探测技术教育部重点实验室，中国海洋大学海洋地球科学学院，青岛 266100 5. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，青岛 266237 6. 吉林大学地球科学学院，长春 130061

造山带是由板块边界岩石圈剧烈构造变动导致地壳挤压所形成的狭长强烈构造变形带，由于岩浆活动频发、物质组成丰富、变质变形强烈、结构构造复杂，使其成为研究区域构造演化的重要场所(肖庆辉等，1995；张国伟等，2001，2002；马文璞等，2002)。中亚造山带作为一条巨大的增生造山带，围限于西伯利亚板块、华北板块和塔里木板块之间(图1a；Windleyetal.，2007；Xiaoetal.，2010，2015； Lietal.，2014，2017；Wilde，2015；Xuetal.，2015；Liuetal.，2017b)，其东段主体位于我国东北地区，传统上被称为兴蒙造山带(任纪舜，1991；Xiaoetal.，2004；Li，2006；张拴宏等，2010)，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-布列亚地块和最东部侏罗纪以来的陆缘增生带，各地块先后碰撞拼贴(葛文春等，2005；张兴洲等，2006；刘永江等，2010，2019；徐备等，2014；Liuetal.，2017b)，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(图1b； Wuetal.，2000，2007，2011；Xiaoetal.，2003，2009，2015；Li，2006；Jianetal.，2008，2010；Wilde，2015；Liuetal.，2017b)。

华北板块北缘东段位于兴蒙造山带的南缘，分布于索伦-西拉木伦河-长春-延吉缝合带和赤峰-开原断裂之间。近年来，华北板块北缘东段相继识别出“开原”、“呼兰群”、“色洛河群”、“青龙村群”和“开山屯”等几套构造混杂岩(图2；唐克东等，2004，2011；陈跃军等，2006；Wuetal.，2007；李承东等，2007a，b；唐克东和赵爱林，2007；张春艳等，2007，2009；Lüetal.，2011；周建波等，2013；张超，2014；Yuanetal.，2016；Liuetal.，2017a；关庆彬，2018)，为研究古亚洲洋的闭合及中亚造山带的形成与演化提供了宝贵的材料。

“下二台岩群”处于华北板块北缘东段陆缘增生带内，夹持于索伦-西拉木伦河-长春-延吉缝合带、赤峰-开原断裂、依兰-伊通断裂之间，“开原”构造混杂岩北侧(图2)，地理位置特殊，但其物质组成、形成时代和构造属性一直存在争议。“下二台岩群”最初被命名为下二台群，被认为是一套具有正常层序(史密斯地层)的填图单位，为一套片岩、大理岩为主的变质岩系，进一步划分为盘岭组、黄顶子组、烧锅屯组和王相屯组(辽宁省第一区域地质测量队，1971(1)辽宁省第一区域地质测量队. 1971. 1:200000康平-四平幅地质图说明书)；后来最上部的王相屯组被取消(辽宁省地质矿产局，1989)；但随着地质调查工作的开展，发现该套地层并不具有史密斯地层层序，进而将其更名为“下二台岩群”，划分为盘岭岩组、黄顶子岩组和烧锅屯岩组(辽宁省地质矿产勘查局第九地质大队，2000(2)辽宁省地质矿产勘查局第九地质大队. 2000. 1:50000下二台子、威远堡幅区域地质调查报告；沈阳地质矿产研究所，2006(3)沈阳地质矿产研究所. 2006. 1:250000铁岭市幅区域地质调查报告)。“下二台岩群”形成时代最初被认为是奥陶纪-志留纪(辽宁省第一区域地质测量队，1971)；后来依据下二台群盘岭组的大理岩中含奥陶纪始海绵化石，又提出其形成时代为奥陶纪(辽宁省地质矿产局，1989；辽宁省地质矿产勘查局第九地质大队，2000)；王东方(1987)也报道袁家小岭剖面盘岭组角闪变粒岩Rb-Sr等时线年龄值为456±36Ma，认为下二台群时代为奥陶纪；沈阳地质矿产研究所(2006)在原划分黄顶子组中发现了海百合茎化石，又将“下二台岩群”时代定为石炭纪；张丽等(2020)发现“下二台岩群”是由不同时代、不同构造环境下形成的地质体组成，并受构造作用改造强烈，表现为一系列构造岩片，因此将其更名为“下二台”构造杂岩。该套杂岩中早石炭世变质火山岩已经被识别出，为一套活动大陆边缘弧火山岩(韩作振等，2016；张丽等，2020)，而另一套变质火山-碎屑岩也被识别出，但其岩石组合、形成时代、岩浆成因、源区性质和构造背景仍需进一步研究，将为“下二台”构造杂岩的确立和华北板块北缘东段构造演化研究提供重要依据。

1 地质概况

辽北下二台地区位于华北板块北缘东段陆缘增生带内，地处松辽盆地东南缘，其东南侧为依兰-伊通断裂(图1b)。区内出露大面积中生代花岗岩和少量古生代变质深成岩，中生代花岗岩时代为中三叠世-晚侏罗世，岩性以二长花岗岩、花岗闪长岩为主，少见石英闪长岩和闪长岩；古生代变质深成岩为中二叠世于家大背杂岩，呈条带状产出，岩性以花岗质片麻岩为主。区内还出露大面积“下二台岩群”，根据1:5万昌图等三幅区域地质调查最新研究成果认为，其物质组成包括中泥盆世变质陆源碎屑岩、变质火山碎屑岩，其中变质陆源碎屑岩主要为云母石英片岩、二长变粒岩，变质火山碎屑岩主要为斜长变粒岩；早石炭世变质火山岩，主要为变流纹岩、变英安岩、云母(二长)微晶片岩、云母石英片岩、(绿帘)角闪斜长片岩、斜长(绿帘)角闪片岩、斜长浅粒岩、角闪斜长变粒岩、角闪斜长片麻岩，相当于原“下二台岩群”盘岭岩组；晚石炭世变质碳酸盐岩夹碎屑岩，主要为方解石大理岩、石墨大理岩，夹云母斜长变粒岩、斜长浅粒岩、云母微晶片岩，相当于原“下二台岩群”黄顶子岩组；早-中二叠世变质火山-碎屑岩，该套岩石以变质碎屑岩为主，并夹变质火山岩，二者在野外产出上混杂在一起，其中变质火山岩主要为云母片岩、长石二云片岩、斜长角闪片岩、绿帘青磐岩(变安山岩)，变质碎屑岩主要为云母石英片岩、绿帘石英片岩、石榴二长变粒岩，相当于原“下二台岩群”烧锅屯岩组；此外，还发育一套中三叠世浅变质陆源碎屑岩，岩石类型主要为云母片岩、钠长云母片岩、变质石英砂岩，遭受热接触变质作用而形成，不整合于早-中二叠世变质火山-碎屑岩之上。区内松辽盆地和叶赫地堑内还发育白垩系和第四系，总体产状平缓(图3)。本次研究对象为原“下二台岩群”烧锅屯岩组早-中二叠世变质火山-碎屑岩。

2 样品采集与分析方法

2.1 样品采集

本次研究的样品分别采集于下二台地区丘石砬子东(CT08YQ1/TW1：124°26′38″E、42°54′38″N)和邵家屯-艾家沟一带(CT56YQ5/TW5、CT56YQ6/TW6：124°24′06″E、42°56′32″N；CT73YQ1/TW1：124°23′01″E、42°56′28″N； CT77YQ1：124°19′12″E、42°55′51″N；22-4YQ1：124°21′59″E、42°56′46″N；图3)，共6组样品。

皱纹状白云母微晶片岩(CT08YQ1)：新鲜面灰色，风化面灰褐色，鳞片粒状变晶结构，片状构造(图4A)。矿物可见石英，他形粒状，粒度小于0.5 mm，含量约35%；斜长石，他形粒状，表面弱绢云母化，粒度小于0.5 mm，含量约30%；白云母，无色，均匀细小片状，含量约35%，略具定向构成片理，局部片理弯曲，形成皱纹状构造(图4a)。

角闪绿帘片岩(CT56YQ6)：新鲜面多为灰-灰绿色，风化面灰褐色，柱状粒状变晶结构，弱条带状构造，暗色矿物角闪石绿帘石条带与浅色矿物长石石英条带相间分布，构成条带状构造(图4B)。矿物可见角闪石，半自形柱状，粒度0.1～0.25mm，含量约10%；绿帘石，均匀他形粒状，粒度0.05～0.15mm，含量约40%；斜长石，他形粒状，粒度0.05～0.15mm。含量约15%；石英，他形粒状，粒度0.05～0.1mm，含量约30%；另见少量金属矿物，粒度0.2～0.8mm，含量约5%(图4b)。

变安山岩(CT77YQ1)：新鲜面灰绿色，风化面褐色，变余斑状结构，基质柱状粒状变晶结构，块状构造(图4C)。变余斑晶为斜长石，半自形长板状，可见聚片双晶，表面绢云母化，粒度0.4～2.8mm，含量约15%；基质矿物可见阳起石，绿色，针柱状，粒度0.04～0.35mm，含量约25%，略具定向；斜长石，细小粒状，粒度0.02～0.1mm，含量约30%；石英，细小粒状，粒度0.02～0.1mm，含量约30%(图4c)。

斜长角闪片岩(22-4YQ1)：新鲜面灰黑色，风化面褐色，变余斑状结构，基质柱状粒状变晶结构，片状构造(图4D)。变余斑晶为斜长石，半自形长板状，可见聚片双晶，粒度0.4～2mm，含量约10%；基质矿物可见石英，粒状，波状消光，粒度0.02～0.15mm，含量约15%；斜长石，粒状，表面绢云母化，粒度0.02～0.1mm，含量约20%；角闪石，长柱状，粒度0.03～0.5mm，含量约55%，连续定向排列组成片状构造(图4d)。

二云石英片岩(CT56YQ5)：新鲜面灰黑色，风化面灰褐色，鳞片粒状变晶结构，片状构造(图4E)。矿物可见石英，他形粒状，具微弱波状消光，粒度0.04～0.1mm，含量约40%；斜长石，多发生绢云母化，粒度0.03～0.1mm，含量约25%；云母，多为黑云母与白云母，镜下常连续定向排列，含量约35%(图4e)。

十字石榴二长变粒岩(CT73YQ1)：新鲜面灰黑色，风化面灰褐色，细粒粒状变晶结构，片状构造(图4F)。矿物可见石英，粒状，波状消光，粒度0.05～0.6mm，含量约45%；斜长石，半自形板状，他形粒状，粒度0.15～0.2mm，含量约15%；石榴子石，粒状，正极高突起，粒度0.15～1mm，含量约25%；白云母，片状集合体，含量约8%；十字石，粒状，粒度0.4～0.6mm，含量约7%(图4f)。

2.2 分析方法

在自然资源部东北矿产资源监督检测中心完成岩石主量、微量、稀土元素测试分析，测试过程均在无污染设备中进行。主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF)进行分析，精度和准确度优于5%；稀土、微量元素分析则采用电感耦合等离子质谱法(ICP-MS)完成，精度和准确度一般优于10%。

在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成锆石的分选，测年样品经过常规粉碎淘洗、磁选和重液分离后、再借助双面镜人工挑选锆石(纯度>99%)。在北京中兴美科科技有限公司完成锆石制靶和照相，先将锆石颗粒用环氧树脂固定并抛光，使其露出核部，再用体积分数为3%的HNO3溶液清洗锆石表面，以除去表面污渍，然后进行透反射和阴极发光照相。在中国科学院海洋研究所大洋岩石圈与地幔动力学超净实验室完成样品CT08TW1的锆石U-Pb同位素测年，仪器是Photon-Machines公司193nm准分子激光剥蚀系统和美国安捷伦公司7900型电感耦合等离子质谱仪，激光束斑直径35μm，激光能量密度3.98J/cm2，剥蚀频率6Hz；在自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成样品CT56TW5、CT56TW6和CT73TW1的锆石U-Pb同位素测年，仪器是德国Coherent公司COMPExPro型ARF准分子激光剥蚀系统和美国安捷伦公司7500A型四极杆等离子质谱仪，激光束斑直径32μm，激光能量密度10J/cm2，剥蚀频率8Hz。激光剥蚀过程均采用氦气为载体，氩气为辅助气调节灵敏度。同位素比值校正以标准锆石91500为外标，监控盲样采用标准锆石PLE和GJ-1，元素含量以国际标样NIST610为外标。采用ICP-MS-Datacal 10.8(Liuetal.，2010b)进行同位素比值及元素含量的计算，采用国际标准程序Isoplot/Ex_ver3(Ludwig，2003)完成谐和年龄计算及图像绘制。

3 测试结果

3.1 岩石地球化学

下二台地区变质火山岩样品皱纹状白云母微晶片岩(CT08YQ1)、角闪绿帘片岩(CT56YQ6)、变安山岩(CT77YQ1)、斜长角闪片岩(22-4YQ1)的主量元素和稀土、微量元素分析数据见表1。

表1 下二台地区变质火山岩主量元素(wt%)与微量元素(×10-6)组成Table 1 Major (wt%) and trace (×10-6) elements for meta-volcanic rocks in the Xia’ertai area

续表1Continued Table 1

样品CT08YQ1的SiO2含量74.46%～76.00%，平均值75.26%，属酸性岩类；岩石全碱(Na2O+K2O)含量5.64%～6.75%，平均值6.14%；K2O/Na2O为0.27～0.47，平均值0.40；Al2O3含量14.17%～14.85%，CaO含量1.22%～2.01%；MgO含量0.26%～0.48%；FeOT含量1.31%～2.06%；TiO2含量0.15%～0.20%。在TAS图解(图5a)和SiO2-Nb/Y图解(图5b)中，样品均落入流纹岩区域；在K2O-SiO2图解(图5c)中，大部分样品为钙碱性系列；铝饱和指数A/CNK值1.04～1.30，平均值1.22，属于弱过铝质岩石(图5d)。样品稀土元素总量(ΣREE)为98.80×10-6～109.0×10-6，轻重稀土元素比值(LREE/HREE)为11.64～12.45，(La/Yb)N为12.26～13.69，稀土元素配分曲线右倾(图6a)，表明相对富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，轻重稀土元素分馏明显；δEu为0.53～0.76，Eu弱负异常；所有样品都相对富集Rb、K、Ba元素，亏损Nb、P、Ti元素(图6b)。

样品CT56YQ6的SiO2含量68.12%～69.08%，平均值68.55%，属酸性岩类；岩石全碱(Na2O+K2O)含量0.85%～2.10%，平均值1.60%；K2O/Na2O为8.39～9.17，平均值8.67；Al2O3含量12.88%～13.67%；CaO含量8.20%～9.50%；MgO含量1.84%～2.89%；FeOT含量4.35%～4.43%；TiO2含量0.60%～0.65%。在TAS图解(图5a)中，样品落入英安岩区域；在SiO2-Nb/Y图解(图5b)中，样品落在了流纹英安岩或英安岩区域；在K2O-SiO2图解(图5c)中，大部分样品为钙碱性系列；铝饱和指数A/CNK值0.74～0.77，平均值0.75，属于准铝质岩石。样品稀土元素总量为127.2×10-6～134.4×10-6，轻重稀土元素比值为3.85～4.09，(La/Yb)N为3.04～3.11，稀土元素配分曲线右倾(图6a)，表明相对富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，轻重稀土元素分馏较明显；δEu为0.71～0.79，Eu弱负异常；所有样品都相对富集Rb、K、Ba元素，亏损Nb、P、Ti元素(图6b)。

样品CT77YQ1的SiO2含量56.20%～57.61%，平均值56.91%，属中性岩类；岩石全碱(Na2O+K2O)含量5.02%～5.55%，平均值5.28%；K2O/Na2O为0.23～0.25，平均值0.24；Al2O3含量17.72%～18.00%；CaO含量6.41%～6.98%；MgO含量3.50%～3.52%；FeOT含量7.53%～8.38%；TiO2含量0.89%～0.95%。在TAS图解(图5a)中，样品落入玄武安山岩和安山岩区域；在SiO2-Nb/Y图解(图5b)中，样品落在了安山岩区域；在K2O-SiO2图解(图5c)中，样品为钙碱性系列；铝饱和指数A/CNK值均为0.88，属于准铝质岩石(图5d)。样品稀土元素总量为87.53×10-6～91.81×10-6，轻重稀土元素比值为6.27～6.39，(La/Yb)N为6.25～6.54，稀土元素配分曲线右倾(图6a)，表明相对富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，轻重稀土元素分馏明显；δEu为1.06～1.14，Eu弱正异常；所有样品都相对富集Ba、K、Sr元素，亏损Nb、Ti元素(图6b)。

样品22-4YQ1的SiO2含量52.90%，属基性岩类；岩石全碱(Na2O+K2O)含量4.89%；K2O/Na2O为0.16；Al2O3含量18.14%；CaO含量7.77%；MgO含量5.31%；FeOT含量8.73%；TiO2含量1.24%。在TAS图解(图5a)中，样品落入玄武安山岩区域；在SiO2-Nb/Y图解(图5b)中，样品落在了安山岩和亚碱性玄武岩交汇区域；在K2O-SiO2图解(图5c)中，样品为钙碱性系列。样品稀土元素总量为82.14×10-6，轻重稀土元素比值为4.61，(La/Yb)N为5.33，稀土元素配分曲线右倾(图6a)，表明相对富集轻稀土元素、亏损重稀土元素，轻重稀土元素分馏明显；δEu为1.02，Eu弱正异常；所有样品都相对富集Ba、K、Sr、Zr、Hf元素，亏损Nb、Ti元素(图6b)。

下二台地区变质碎屑岩样品二云石英片岩(CT56YQ5)和十字石榴二长变粒岩(CT73YQ1)的主量元素和稀土、微量元素分析数据见表2。

表2 下二台地区变质碎屑岩主量元素(wt%)与微量元素(×10-6)组成Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) elements for meta-clastic rocks in the Xia’ertai area

样品CT56YQ5的SiO2含量67.94%～71.55%，平均值70.11%；K2O含量2.35%～3.74%，平均值3.25%；Na2O含量0.62%～1.78%，平均值0.94%；K2O/Na2O为1.32～5.64，平均值4.33；TiO2含量0.60%～0.76%；Al2O3含量14.32%～15.01%；FeOT含量5.14%～6.31%；MnO含量0.09%～0.14%；MgO含量1.25%～2.74%；CaO含量2.13%～3.57%；P2O5含量0.05%～0.06%。样品稀土元素总量为116.0×10-6～141.1×10-6，其中，轻稀土元素总量为93.30×10-6～113.2×10-6，重稀土元素总量为22.35×10-6～27.87×10-6，轻重稀土元素比值为4.06～4.44，(La/Yb)N值为3.02～3.30，稀土元素配分曲线明显左倾(图7a)，表明相对亏损轻稀土元素，富集重稀土元素，轻重稀土元素分馏较明显；δEu值为0.96～1.07，平均值为1.02，Eu异常不明显。样品相对富集Rb、K、Ba等元素，相对亏损Nb、P、Ti等元素(图7b)。

样品CT73YQ1的SiO2含量65.30%～67.85%，平均值66.13%；K2O含量0.07%～0.22%，平均值0.66%；Na2O含量1.57%～1.83%，平均值1.68%；K2O/Na2O为0.04～0.14，平均值0.10；TiO2含量1.00%～1.05%；Al2O3含量15.63%～17.57%；FeOT含量8.32%～9.63%；MnO含量0.28%～0.34%；MgO含量1.71%～1.80%；CaO含量2.65%～2.96%；P2O5含量0.06%～0.09%。样品稀土元素总量为112.5×10-6～125.8×10-6，其中，轻稀土元素总量为88.07×10-6～100.6×10-6，重稀土元素总量为23.37×10-6～25.21×10-6，轻重稀土元素比值为3.60～4.04，(La/Yb)N值为2.30～3.20，稀土元素配分曲线明显左倾(图7a)，表明相对亏损轻稀土元素，富集重稀土元素，轻重稀土元素分馏较明显；δEu值为1.06～1.25， 平均值为1.15，Eu弱正异常。样品相对富集Th、U等元素，相对亏损Ba、K、Sr、P、Ti等元素(图7b)。

3.2 锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄

下二台地区变质火山岩样品皱纹状白云母微晶片岩(CT08TW1)、角闪绿帘片岩(CT56TW6)和变质碎屑岩样品二云石英片岩(CT56TW5)、十字石榴二长变粒岩(CT73TW1)的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析数据见表3。

表3 下二台地区变质火山-碎屑岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄数据Table 3 Zircon LA-ICP-MS U-Pb data for metamorphic volcano-clastic rocks in the Xia’ertai area

续表3Continued Table 3测点号元素含量(×10-6)PbUThTh/U同位素比值年龄(Ma)206Pb/238U1σ207Pb/235U1σ206Pb/238U1σ207Pb/235U1σ241452241020.460.48310.008310.3010.37182350*68246233255008454190.500.43070.00899.01530.36412307*7423403726201442480.110.42660.00728.81550.30892294*6623193227361220.360.04570.00150.32930.0380288928929287105750.710.04700.00130.33920.0289296829722294007443950.530.41000.00518.84590.24182366*502322253098151730.490.46600.007610.4850.33092435*59247929CT56TW5二云石英片岩1172062151.040.04930.00120.35680.024831073101937131500.380.04820.00110.35110.0263304730620410175760.440.04670.00100.33620.02032946294155232833051.080.04410.00090.31140.02042786275166294692710.580.04710.00100.33870.01752976296137162121380.650.05210.00120.38050.0269327832720810136870.640.05280.00160.38490.0293332103312110162052331.140.04490.00100.32130.023528362831811283883720.960.04280.00080.30790.015727052731212172281910.840.04850.00130.35250.0236305830718136110520.480.04540.00160.32900.0264286102892014492320.350.04610.00150.33510.027129192932115484250.300.04260.00160.30410.0480269102703716131691500.890.04800.00140.34670.025230293021917472320.440.04660.00180.33450.0377293112932918686610.700.05120.00220.37250.0492322143213619364325101.180.04910.00200.35880.02213091231117207113830.730.04670.00130.34360.029829483002321694670.710.04550.00160.32910.0290287102892222573480.660.05240.00180.38670.0470329113323423588370.410.04610.00140.33240.023229092911824486290.340.04610.00390.33120.0432291242913325142511210.480.04690.00100.34120.017129562981326283513961.130.04430.00100.31670.021527962791727595300.310.04550.00140.32370.028728792852228152671590.590.04230.00090.30360.018826762691530473330.460.04590.00150.32880.0297289102892331897660.680.05300.00150.39750.0274333934020326103600.590.04280.00100.31070.0210270627516337123650.530.04570.00090.33650.020428852951634357170.310.04620.00120.33600.025829172942035172242231.000.04500.00060.32150.013628342831036212922480.850.04560.00070.33800.0141288429611379149760.510.04370.00080.32270.019527652841538162341520.650.05010.00190.37560.0258315123241939354195411.290.04400.00070.31170.012127842769

样品CT08TW1中锆石多为自形柱状，长径50～80μm，长宽比1.5:1～2:1，具有明显的振荡环带结构(图8)，Th/U比值为0.49～0.92，具有典型岩浆锆石特征。锆石测点中19个测点的同位素年龄集中落在谐和线上及其附近，锆石测点206Pb/238U年龄介于270～275Ma，加权平均值为272±2Ma(MSWD=0.14)(图9a)。

样品CT56TW6中锆石多为半自形柱状，长径60～100μm，长宽比1:1～1.5:1，均具有明显的振荡环带结构(图8)，Th/U比值0.06～2.16，其中08、13、14测点Th/U比值分别为0.06、0.09、0.09，应为变质锆石，其余为岩浆锆石。样品锆石测点中30个测点的同位素年龄集中落在谐和线上及其附近，3个锆石测点(08、13、14)207Pb/206Pb年龄分别为2352Ma、 2443Ma、 2367Ma， 应为变质事件年龄，20个锆石测点207Pb/206Pb年龄介于2177～2518Ma，应为捕获岩浆锆石年龄，7个锆石测点206Pb/238U年龄介于280～298Ma，加权平均值为288±7Ma(MSWD=1.6)(图9b)。

样品CT56TW5中锆石多为半自形柱状，略具磨圆，长径50～100μm，长宽比1:1～1.2:1，具有明显的振荡环带结构(图8)，Th/U比值0.30～2.08，表现出典型岩浆锆石特征。锆石测点中77个测点的同位素年龄集中落在谐和线上及其附近，锆石测点206Pb/238U年龄集中在267～347Ma(图10a)，年龄频谱图(图10b)显示两个年龄峰值，分别为293Ma和330Ma：其中，峰值为293Ma的年龄区间为267～315Ma(n=69)，加权平均值为290±2Ma(MSWD=2.6)；峰值为330Ma的年龄区间为322～347Ma(n=8)，加权平均值为334±7Ma(MSWD=0.72)；表明可能存在两期岩浆热事件，沉积下限年龄为267Ma。

样品CT73TW1中锆石多为自形短柱状，略具磨圆，长径60～110μm，长宽比1:1～1.2:1，具有明显的振荡环带结构(图8)，Th/U比值0.27～1.17，表现出典型岩浆锆石特征。锆石测点中75个测点的同位素年龄集中落在谐和线上及其附近，其中，72个锆石测点206Pb/238U年龄集中在269～339Ma，1个锆石测点206Pb/238U年龄为436Ma，1个锆石测点207Pb/206Pb年龄为1847Ma，1个锆石测点207Pb/206Pb年龄为2429Ma(图10c)，年龄频谱图(图10d)显示一个年龄峰值为292Ma，年龄区间为269～318Ma(n=71)，加权平均值为293±3Ma(MSWD=3.5)，表明可能存在一期岩浆热事件，沉积下限年龄为269Ma。

4 讨论

4.1 形成时代

“下二台岩群”最初被认为是一套正常沉积序列地层，形成时代为奥陶纪(王东方，1987；辽宁省地质矿产局，1989；辽宁省地质矿产勘查局第九地质大队，2000)；沈阳地质矿产研究所(2006)在原下二台群划分的黄顶子组中发现了海百合茎化石，又将“下二台岩群”时代定为石炭纪；近年来，随着锆石U-Pb同位素精确定年技术的发展，新的年龄证据又被提出，Wangetal.(2015)报道了盘岭岩组变流纹岩和变玄武安山岩原岩年龄为342Ma和347Ma，韩作振等(2016)报道下二台群盘岭组角闪变粒岩原岩年龄为348±5Ma，时代均为早石炭世。张丽等(2020)通过对“下二台岩群”对详细研究，提出其物质组成存在多时代的特征，且分别为不同构造环境下形成的产物，其中包括早石炭世变质火山岩，原岩年龄为341～348Ma，为一套活动大陆边缘弧火山岩。本文中变质火山-碎屑岩为“下二台岩群”重要物质组成部分，变质火山岩锆石具有岩浆锆石特征，代表了变质火山岩原岩结晶年龄，其中皱纹状白云母微晶片岩206Pb/238U加权平均年龄为272±2Ma，角闪绿帘片岩206Pb/238U加权平均年龄为288±7Ma，表明变质火山岩原岩形成于早二叠世；变质碎屑岩锆石也具有岩浆锆石特征，其中二云石英片岩206Pb/238U年龄集中在267～347Ma，沉积下限年龄为267Ma，十字石榴二长变粒岩206Pb/238U年龄主要集中在269～339Ma，沉积下限年龄为269Ma，表明下二台地区变质碎屑岩原岩沉积下限时代为中二叠世。

4.2 变质火山岩岩石成因与源区性质

岩石在变质过程中会发生元素的迁移。早二叠世变质火山岩烧失量(LOI)的值为0.70%～2.72%，δCe为0.93～1.02，表明其遭受了蚀变作用。然而，蚀变作用对稀土元素和高场强元素含量的影响较小(Polatetal.，2002)，这些元素几乎不发生迁移，因此，我们采用这些元素判别岩石成因和源区性质更为可靠。

根据岩相学和地球化学特征可将早二叠世变质火山岩划分为变质酸性火山岩和变质中-基性火山岩。稀土元素配分图(图6a)显示二者稀土元素总量和特征明显不同；微量元素蛛网图(图6b)也显示二者具有明显差异，主要体现在变质酸性火山岩相对亏损P、Ti元素，这些元素在岩石变质过程中几乎不发生迁移，可见，两者原岩来源于不同岩浆；于此同时，哈克图解(图略)也未显示二者高场强元素之间具有规律性的线性变化关系；综上认为，变质酸性火山岩与变质中-基性火山岩原岩不是同一岩浆分异的产物。

早二叠世变质酸性火山岩中，角闪绿帘片岩(CT56TW6)与皱纹状白云母微晶片岩(CT08TW1)轻稀土元素含量基本相同，但重稀土元素含量明显不同，这可能是角闪绿帘片岩捕获大量围岩遭受混染所致。二者均具有高SiO2含量(平均值72.38%)特点、但低FeOT/MgO比值(平均值3.68)，低10000×Ga/Al比值(平均值1.98)，较低含量Zr、Nb、Ce和Y的特点，都与A型花岗岩明显不同(Whalenetal.，1987)，根据全岩-锆饱和温度计公式，计算出变质酸性火山岩饱和温度TZr=751～776℃，平均762℃，与A型花岗岩高温(>900℃)的特点矛盾(Clemensetal.，1986)，Nb-10000×Ga/Al图解(图11a)显示样品都落在了I和S型花岗岩区域；低P2O5含量(平均0.15)的特点，且P2O5-SiO2哈克图解(图11b)显示SiO2与P2O5的负相关特征，又表明其特征不同于S型花岗岩(Chappell，1999)；综上，早二叠世变质酸性火山岩原岩岩石类型应与I型花岗岩相似。

早二叠世变质酸性火山岩具有高SiO2、低TiO2、FeOT和MgO含量的特点，表明其与地幔化学成分明显不同(Sun and McDonough，1989)，而与大陆地壳平均化学成分(Rudnick and Gao，2003)相似；K2O-SiO2图解(图5c)显示样品应为钙碱性系列岩石；微量元素方面，Nb元素的明显亏损和Zr、Hf元素的明显富集也说明其原始岩浆和壳源岩浆相似(Sun and McDonough，1989；Rudnick and Gao，2003)；La/Yb值为4.24～19.09，平均值12.35，也与地幔来源的岩浆不同(La/Yb≈0.96)(肖庆辉等，2002)；综上认为，变质酸性火山岩原始岩浆应该来源于地壳物质的部分熔融。

早二叠世变质中-基性火山岩具有高Al2O3含量(>15%)，低MgO含量(<5%)特点，FeOT/MgO比值1.64～2.38(>1.5)，富集Rb、Th、U和K等元素，亏损Nb、Ti等元素，均表明其原岩和岛弧火山岩的特征相似。样品SiO2含量平均55.57%，表现出幔源岩石的成分特征；Zr/Hf比值为31.1～38.1，与大陆地壳的相应比值(18.75；Taylor and McLennan，1985)不同，而接近MORB的相应比值(36.25；Sun and McDonough，1989)，暗示其岩浆来源于地幔源区；变质中-基性火山岩相对富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素，也表明其来源于岩石圈地幔(Sklyarovetal.，2003； Zhao and Zhou，2007)；同时，Nb/Y-Zr/Y图解(图12a)也显示其原始岩浆应该来源于岩石圈地幔。变质中-基性火山岩(La/Nb)PM比值为2.85～3.37(>1)，(Th/Ta)PM比值为1.68～2.36(>1)，La/Nb与La/Sm比值的正相关性，均表明其原始岩浆在上升过程中遭受了地壳物质的混染，但其La/Nb比值为2.75～3.25，远低于典型地壳岩石(>12)，表明混染作用不明显。La/Sm比值和La含量变化趋势指示微量元素的变化主要受控于部分熔融，结晶分异作用较弱。Nb、Ti元素的明显亏损，被视为俯冲带岩浆作用的典型标志(Briqueuetal.，1984)；在Rb/Y-Nb/Y图解(图12b)中，样品主要沿Rb/Y轴分布，表现出俯冲带富集或混染的趋势，说明变质中-基性火山岩原始岩浆形成于与俯冲消减作用有关的地幔源区。因此，变质中-基性火山岩原始岩浆来源于岩石圈地幔(俯冲带附近)，并遭受了地壳物质的混染。

4.3 变质碎屑岩原岩恢复及物质来源

在变质岩原岩恢复[(al+fm)-(c+alk)]-Si图解(al=Al/∑×100，fm=Fm/∑×100，c=C/∑×100，alk=Alk/∑×100，si=Si/∑×100，其中Al为Al2O3的分子数，Fm为FeO+2Fe2O3+MgO+MnO的分子数，C为CaO的分子数，Alk为Na2O+K2O的分子数，Si为SiO2的分子数，∑为Al+Fm+C+Alk的分子数)中显示二云石英片岩原岩为泥砂质沉积岩，十字石榴二长变粒岩原岩为砂泥质沉积岩(图13a)，富含泥质成分导致二者原岩在变质过程中分别生成大量云母和石榴石，岩相学特征也印证了这一点(图4e, f)；在La/Yb-REE图解中，二者均落在了页岩和粘土岩区和斜长角闪岩区(图13b)。

泥质岩被认为是最适合进行地球化学物源研究的碎屑岩(闫臻等，2007)。根据Roser and Korsch(1988)提出的主量元素多变量物源区环境判别F1-F2图解(F1=-1.7725×TiO2+0.6069×Al2O3+0.7597×Fe2O3T-1.4994×MgO+0.6158×CaO+0.5087×Na2O-1.2235×K2O-9.0898，F2=0.4455×TiO2+0.0698×Al2O3-0.2501×Fe2O3T-1.1423×MgO+0.4378×CaO+1.4753×Na2O+1.4261×K2O-6.8605)，二云石英片岩散落在长英质火成物源区-中性岩火成物源区-石英岩沉积物源区，十字石榴二长变粒岩落入了镁铁质火成物源区(图14a)；在风化、剥蚀以及沉积后作用过程中，岩石中的La、Th、Sc元素较为稳定，元素含量基本不受影响，因此常应用La/Th、La/Sc比值判别碎屑沉积岩物源属性(Cullers，2000)。在La/Th-Hf图解中，二云石英片岩落入了长英质物源区附近，十字石榴二长变粒岩落入了长英质/基性混合物源区附近(图14b)；砂岩和泥岩中的Al2O3/TiO2比值一般与其母岩保持一致，当Al2O3/TiO2比值为19～28时，沉积物的母岩可能来源于长英质岩石，当Al2O3/TiO2比值<14时，沉积物的母岩可能来源于镁铁质岩石(Girtyetal.，1996)。二云石英片岩Al2O3/TiO2比值为18.99～24.42，平均值22.73，指示其沉积物的母岩可能来源于长英质岩石，十字石榴二长变粒岩Al2O3/TiO2比值为15.26～16.89，平均值16.22，指示其沉积物的母岩可能主要来源于镁铁质岩石，并有部分长英质岩石混入。

微量元素比值对判别碎屑物源也具有良好的指示作用。沉积岩在再循环过程中，U4+和U6+会受到氧化，以可溶的状态从沉积岩中流失掉，进而导致Th/U比值的增高，因此，Th/U比值可判别物源类型。当Th/U值约为6时，其物源主要是再旋回沉积岩，Th/U比值约为4.5时，主要为沉积岩，可能有岛弧火山岩混入，Th/U比值为2.5～3.0时，物源主要为岛弧火山岩(Bhatia and Taylor，1981；Bhatia，1983)；二云石英片岩Th/U比值为7.4～9.7，平均值8.4，十字石榴二长变粒岩Th/U比值为5.2～7.2，平均值6.0，表明二者物源为再旋回沉积岩。结合前文所述，认为二云石英片岩原岩可能来源于再旋回的以长英质岩石为母岩的沉积岩，十字石榴二长变粒岩原岩可能来源于再旋回的以长英质和镁铁质岩石为母岩的沉积岩。

4.4 构造背景

早二叠世变质火山岩原岩类型包括流纹岩、英安岩、安山岩和玄武安山岩，为一套活动大陆边缘弧环境下形成的火山岩。变质酸性火山岩原岩岩石类型和I型花岗岩相似，来源于地壳物质的部分熔融；变质中-基性火山岩原岩表现出弧火山岩特征，原始岩浆来源于岩石圈地幔(俯冲带附近)，并遭受了地壳物质的混染，这些均表明早二叠世变质火山岩原岩的形成与俯冲作用有关。构造环境判别Rb-Y+Nb图解(图15a)、La/Yb-Sc/Ni图解(图15b)和Hf/3-Th-Nb/16图解(图15c)均表明该套变质火山岩原岩形成于火山弧环境，在Th/Yb-Nb/Yb图解(图15d)中，所有样品落入大陆弧区域内，因此，早二叠世变质火山岩原岩形成于活动大陆边缘火山弧环境。

鉴于稀土元素和部分微量元素(如Th、Sc、Zr等)在岩石中的稳定性，它们也被广泛地应用到判别物源区构造背景(Floyd and Leveridge，1987；Bhatia and Crook，1986)。中二叠世变质碎屑岩在Th-Hf-Co图解(图16a)中落在了长石砂岩-杂砂岩区域附近，这与其物源判别为再旋回的沉积岩相吻合，指示其原岩物源为砂岩-杂砂岩；在La-Th-Sc图解(图16b)中，二云石英片岩样品落在了大陆岛弧内及其附近，该环境下产出的长英质岩石为其原岩的母岩提供物源，十字石榴二长变粒岩样品落在了大洋岛弧内，该环境下产出的镁铁质岩石为其原岩的母岩提供物源；结合前文所述，中二叠世变质碎屑岩原岩的母岩应形成于活动大陆边缘大陆岛弧和大洋岛弧环境下。

4.5 地质意义

“下二台岩群”同已报道的“开原”、“呼兰群”、“色洛河群”、“开山屯”和“青龙村群”等几套构造混杂岩同处华北板块北缘东段陆缘增生带内(图2)，最新的研究结果发现其物质组成包括中泥盆世变质火山岩、变质陆源碎屑岩，形成于活动大陆边缘环境；早石炭世变质火山岩原岩形成于341～349Ma(Wangetal.，2015；韩作振等，2016；张丽等，2020)，应为活动大陆边缘环境下形成的弧火山岩；晚石炭世变质碳酸盐岩夹碎屑岩，该套岩石形成于洋陆过渡带的海相环境中；本文报道的早二叠世变质火山岩原岩形成于272～288Ma，表现出活动大陆边缘弧火山岩特征，中二叠世变质碎屑岩两件样品碎屑锆石年龄沉积下限分别为267Ma和269Ma，二云石英片岩可能来源于以长英质岩石为母岩的沉积岩，十字石榴二长变粒岩可能来源于长英质岩石和镁铁质岩石为母岩的沉积岩，原岩的母岩构造环境为活动大陆边缘大陆岛弧和大洋岛弧。综上所述，下二台岩群是由不同时代(中泥盆世、早石炭世、晚石炭世、早-中二叠世)、不同构造环境(活动大陆边缘、大陆弧、弧前-弧后盆地、大陆弧、大洋弧)下形成的地质体组成的构造杂岩；在古亚洲洋板块南向俯冲过程中，各地质体陆续就位，并依次侧向拼贴增生在一起，再共同遭受后期构造变形和变质作用改造；野外地质调查中发现各地质体多为构造接触，很难划分出“岩块”和“基质”，因此，将“下二台岩群”定义为“下二台”构造杂岩比较合理。

目前，华北板块北缘尚未发现大规模志留纪-泥盆纪岩浆活动的记录，有些学者推测华北板块北缘在这一时期可能处于被动大陆边缘环境(李锦轶等，2009)。Shietal.(2019)报道法库地区石英闪长岩与花岗闪长岩侵位结晶年龄分别为432±1Ma和437±1Ma，为一套与俯冲作用有关的埃达克质岩石，表明志留纪时期华北板块北缘东段古亚洲洋板块已经向华北板块俯冲；泥盆系八当山组火山-沉积岩中变质流纹质凝灰岩锆石U-Pb同位素年龄加权平均值为404±1Ma(刘建峰等，2013)，白云母石英片岩碎屑锆石年龄集中在364～410Ma(王兴安，2014)，“下二台”构造杂岩中变质陆源碎屑岩碎屑锆石年龄集中在384～411Ma(待发表)，变质火山岩原岩年龄为385±2Ma(待发表)，表明从早泥盆世就已经开始出现岩浆活动了，并在中泥盆世达到高峰，且可能持续了整个泥盆纪；早石炭世，下二台地区变质火山岩原岩年龄集中在341～349Ma，原岩形成于活动大陆边缘弧环境，这表明古亚洲洋仍在持续俯冲；晚石炭世，俯冲导致弧后发生伸展，发育弧前和弧后盆地，为“下二台”构造杂岩中变质碳酸盐岩夹碎屑岩提供沉积环境。

华北板块北缘东段早二叠世岩浆活动相对于泥盆纪-石炭纪更为强烈(图17、表4)。Zhangetal.(2004)报道延边地区英云闪长岩锆石U-Pb同位素年龄为285±9Ma，形成于活动大陆边缘环境；曹花花等(2012)报道桦甸地区大河深组中酸性火山岩为活动大陆边缘环境下形成的弧火山岩，锆石U-Pb同位素年龄为279±3Ma、286±2Ma、293±2Ma；于介江等(2008)报道延边地区五道沟群变质英安岩锆石U-Pb同位素年龄为274±7Ma，也是晚古生代大陆边缘火山弧的组成部分；“下二台”构造杂岩早二叠世变质火山岩中皱纹状白云母微晶片岩锆石U-Pb同位素年龄为272±2Ma，角闪绿帘片岩锆石U-Pb同位素年龄为288±7Ma，二者原岩均为活动大陆边缘环境下形成的一套钙碱性系列火山岩；古地磁学证据表明古亚洲洋板块可能在早二叠世期间开始迅速向华北板块下俯冲(李朋武等，2006)。综上所述，早二叠世，加速俯冲的古亚洲洋板块导致早石炭世的火山弧与华北板块北缘碰撞拼贴，弧后洋盆消失，并在华北板块北缘东段形成新的大陆边缘弧，“下二台”构造杂岩中早二叠世变质火山岩原岩为该环境下的产物。

表4 华北板块北缘东段晚古生代岩浆事件数据表Table 4 Late Paleozoic magmatic events data table of the eastern segment of the northern margin of the NCC

中二叠世，华北板块北缘东段岩浆活动加剧，形成石英闪长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩-正长花岗岩的侵入岩岩石组合，夹少量角闪辉长岩、辉长岩(图17、表4；张晓晖等，2005；Liuetal.，2010a；Wuetal.，2011；曹花花，2013；王子进，2016；时溢，2020)，具有典型活动大陆边缘岩石组合特征。“下二台”构造杂岩中二叠世变质碎屑岩中二云石英片岩原岩的母岩来源于大陆岛弧环境下形成的长英质岩石，十字石榴二长变粒岩原岩的母岩可能来源于大洋岛弧环境下形成的镁铁质岩石，并混入少量大陆岛弧环境下形成的长英质岩石。由此可见，中二叠世，华北板块北缘东段仍处于活动大陆边缘环境，古亚洲洋板块持续南向俯冲，导致洋内弧与大陆边缘弧发生碰撞，两者同为中二叠世变质碎屑岩原岩提供物源。

晚二叠世，华北板块北缘东段岩浆活动达到高峰(图17a)，以闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩为主，也有少量的辉长闪长岩、角闪辉长岩、橄榄辉长岩(图17、表4；Wuetal.，2011；曹花花，2013；王子进，2016；Songetal.，2018；关庆彬，2018)，岩石组合主体上为中钾-高钾钙碱性系列，表明华北板块北缘东段在晚二叠世期间仍然处于活动大陆边缘环境(张炯飞和祝洪臣，2000；Zhangetal.，2004；Caoetal.，2011；Wuetal.，2011；关庆彬等，2016)。李承东等(2007b)提出色洛河群混杂岩内晚二叠世的安山岩-粗安岩-英安岩岩石组合(252Ma)形成于活动大陆边缘弧环境；张春艳(2009)提出青龙村群混杂岩中也存在形成于晚二叠世具有俯冲性质的变火山岩；Songetal.(2018)报道大黑山地区晚二叠世具有大陆边缘弧的安山岩-流纹英安岩-流纹岩(254～255Ma)火山岩岩石组合；这些也印证了晚二叠世华北板块北缘东段仍处于活动大陆边缘环境。Liuetal.(2017a)发现开原构造混杂岩内变质玄武岩中的捕获锆石和海相地层照北山岩组内碎屑锆石同时来源于华北板块和松嫩-锡林浩特地块，表明晚二叠世两地块已经处于相对较近的位置。

综上所述，二叠纪古亚洲洋板块持续南向俯冲，华北板块北缘东段一直处于活动大陆边缘环境。早二叠世，洋壳加速俯冲，导致早石炭世的火山弧与华北板块北缘发生碰撞拼贴，形成少量侵入岩和“下二台”构造杂岩中早二叠世变质火山岩，标志着新的大陆边缘弧的形成；中二叠世，洋壳持续俯冲导致大陆弧和大洋弧发生碰撞，并在大陆弧与大洋弧之间沉积了一套碎屑岩，部分碎屑岩物质主要来源于大陆弧长英质岩石，部分碎屑岩物质主要来源于大洋弧镁铁质岩石，并混入少量长英质岩石，二者共同为“下二台”构造杂岩中二叠世变质碎屑岩原岩提供物源；晚二叠世，华北板块北缘东段岩浆活动达到高峰，形成大量中钾-高钾钙碱性系列侵入岩和火山岩，华北板块北缘与北部松嫩-锡林浩特地块已经处于相对较近的位置(图18)；晚二叠世-中三叠世，洋壳逐渐消失，古亚洲洋最终闭合(崔军平等，2013；徐增连等，2014；Guanetal.，2019)。

5 结论

(1)变质火山岩原岩为流纹岩、英安岩、安山岩、玄武安山岩，为一套钙碱性火山岩，属于准铝质-弱过铝质岩石，可分为变质酸性火山岩和变质中-基性火山岩；二者均相对富集轻稀土元素，亏损重稀土元素，轻重稀土元素分馏明显，Eu负异常不明显，但变质酸性火山岩明显亏损P、Ti元素，结合高场强元素相关性特征，二者不是同一基性岩浆分异的产物；变质酸性火山岩原始岩浆来源于地壳物质的部分熔融，变质中基性火山岩原始岩浆来源于岩石圈地幔(俯冲带附近)，并遭受了地壳物质的混染，二者均形成于活动大陆边缘火山弧环境。变质火山岩锆石U-Pb年龄为272～288Ma，代表其原岩结晶年龄，时代为早二叠世。

(2)变质碎屑岩原岩为泥砂质沉积岩和砂泥质沉积岩，相对亏损轻稀土元素，富集重稀土元素，轻重稀土元素分馏较明显，Eu异常不明显；泥砂质沉积岩可能来源于再旋回的以长英质岩石为母岩的沉积岩，砂泥质沉积岩可能来源于再旋回的以长英质和镁铁质岩石为母岩的沉积岩，二者母岩分别形成于活动大陆边缘大陆岛弧和大洋岛弧环境下。锆石U-Pb年龄主要介于267～347Ma，沉积下限为267Ma和269Ma，均为中二叠世。

(3)下二台地区早-中二叠世变质火山-碎屑岩为“下二台”构造杂岩重要组成部分，它表明二叠纪华北板块北缘东段经历了三个演化阶段：早二叠世古亚洲洋加速俯冲，形成新的大陆弧阶段；中二叠世古亚洲洋持续俯冲，大陆弧和大洋弧碰撞阶段；晚二叠世陆-陆碰撞前阶段。

谨以此文庆祝“沈阳地质调查中心”成立60周年。

致谢感谢中国科学院海洋研究所大洋岩石圈与地幔动力学超净实验室王晓红和自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室郝宇杰在锆石U-Pb同位素测年过程中给予的帮助；感谢自然资源部东北矿产资源监督检测中心赵爱林、钟辉、王洋洋、刘欣和伍月在实验测试和薄片鉴定方面给予的帮助；感谢匿名审稿专家和本刊编辑对本文提出的修改意见。