2016, Vol. 35
东北亚属于中亚造山带的东段，主要包括中国东北地区、俄罗斯锡霍特阿林和朝鲜半岛，它们由一系列微陆块和其间的构造带组成(图 1)，地质构造极其复杂(李锦轶等，1999； 吴福元和曹林，1999； Wilde et al.，2000，2001，2003； Wu et al.，2011; 吴福元等，2001)。该区古生代期间经历了古亚洲洋构造体系的演化(Sengör and Natalin，1996； Li，2006)，以多个微陆块之间的碰撞-拼合和古亚洲洋的最终闭合为特征，陆壳增生方式以侧向增生为主(Sengör et al.，1993； Xiao et al.，2004； Li，2006； Windley et al.，2007)。中生代期间，东北亚经历了环太平洋构造体系和蒙古-鄂霍茨克构造体系的双重叠加和改造(孙德有等，1994； 孙卫东等，2008； 孟恩等，2011； Xu et al.，2009，2013； Wu et al.，2011)。
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①喜桂图-塔源断裂； ②黑河-贺根山断裂； ③索伦-西拉木伦-长春缝合带； ④牡丹江断裂； ⑤伊通-依兰断裂； ⑥敦化-密山断裂 图 1 东北亚大地构造略图及早中生代火成岩空间分布(据Wu et al.，2007b修改) Figure 1 Tectonic sketch map of the NE Asia and distribution of the early Mesozoic igneous rocks in the NE Asia(modified after Wu et al.，2007b) |
东北亚大陆边缘中新生代的构造演化主要受古太平洋板块向欧亚大陆下的俯冲作用所制约。然而，古太平洋板块在欧亚大陆下的俯冲作用是何时发生的？对于这一问题目前并没有得到地质学家们的共识。主要认识有： ①基于对东北亚超高压-高压变质岩的研究或岩浆作用的研究认为古太平洋板块在欧亚大陆下的俯冲作用开始于二叠纪(Ernst et al.，2007； Sun et al.，2015； Yang et al.，2015)； ②基于对东北三叠纪岩浆作用和变质作用的研究，认为古太平洋板块在欧亚大陆下的俯冲作用开始于三叠纪(Zhou et al.，2014； Wilde et al.，2015)； ③基于对东北中生代岩浆作用的时空变异研究以及陆缘增生杂岩的研究，认为古太平板块在欧亚大陆下的俯冲作用发生在早侏罗世(Xu et al.，2009，2013； Safonova and Santosh，2014)。从上述研究可以看出，之所以对古太平洋板块在欧亚大陆下俯冲作用开始时间有不同观点，主要是不同学者研究的侧重点不同，同时缺乏对不同地质记录的综合研究以及古太平洋形成时间与演化历史认识的不同。大洋板块俯冲作用的最直接物质记录是岩浆作用和陆缘增生杂岩以及沉积作用。因此，中生代岩浆作用形成的不同类型火成岩组合的时空变异，结合陆缘增生杂岩和沉积建造的分析，是限定古太平洋板块俯冲开始时间的关键。
鉴于此，本文对东北亚早中生代火成岩的岩石组合及空间分布进行系统总结，查明了早中生代各期次火成岩形成的构造背景，揭示了古太平洋板向欧亚大陆下俯冲作用开始的时间和早中生代岩浆作用与古亚洲洋构造体系、蒙古-鄂霍茨克构造体系以及扬子与华北克拉通俯冲碰撞作用之间的关系。
1 东北亚早中生代岩浆作用的年代学格架根据对东北亚早中生代火成岩定年结果的统计(电子版附表)，从频谱图中可以看出早中生代岩浆作用有4个峰期年龄(图 2): 247Ma、224Ma、205Ma和185Ma。然而，根据各期次火成岩组合特征及其形成的构造背景，本文将224Ma和205Ma两期岩浆作用进行合并讨论。因此，本文将东北亚早中生代岩浆作用划分成3期： 早-中三叠世(247Ma)、晚三叠世(224Ma和205Ma)和早侏罗世(185Ma)。
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图 2 东北亚早中生代火成岩年龄频谱图 Figure 2 Relative probability plot for the early Mesozoic igneous rocks in the NE Asia |
从已有的火成岩定年结果来看(电子版附表)，东北亚早-中三叠世火成岩主要分布在松辽盆地以西地区和华北克拉通北缘(图 3)，这暗示此阶段的岩浆事件与古太平洋构造体系无关。从 图 3可以看出，东北亚早-中三叠世火成岩主要有2个展布方向： 一是呈东西向带状展布分布在华北克拉通北缘； 二是呈北东-南西向展布分布在蒙古-额尔古纳地块-兴安地块。
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图 3 东北亚早-中三叠世火成岩空间分布图 Figure 3 Distribution map of the early-middle Triassic igneous rocks in the NE Asia |
华北克拉通北缘早-中三叠世火成岩以花岗质岩石为主体，均呈较大的岩基产出，岩性主要有碱性花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩(电子版附表)。该期火成岩还包括少量的正长岩、闪长岩、辉长岩及辉石安山岩。根据地球化学特征差异该地区早-中三叠世火成岩可分为华北克拉通北缘中段(燕-辽和内蒙古地区)和华北克拉通北缘东段(实际为华北克拉通北缘古生代陆缘增生带-吉林中东部)两部分。
华北克拉通北缘中段早-中三叠世火成岩包括碱性花岗岩、碱长花岗岩、正长岩，属于碱性系列； 部分花岗质岩石落入高钾钙碱性系列中，与该地区同时期辉长岩构成了双峰式火成岩组合，它们共同揭示早-中三叠世期间该地区处于伸展环境。那么，它们的形成与哪种构造体系相关？①索伦-林西地区晚二叠世地层沉积零星出露，与早二叠世地层为角度不整合接触(内蒙古自治区地质矿产局，1991； 汪新文和刘友元，1997)，表明早二叠世末-晚二叠世之间本区进入挤压收缩与造山作用时期； ②内蒙古地区产出大量中二叠世与碰撞造山相关的火成岩，如康宝地区含石榴二长花岗岩(281～266Ma； 王鑫琳等，2007)、大青山哈拉合少岩体(261Ma； 赵庆英等，2007)、内蒙古中部四子王旗大庙岩体(265Ma； 章永梅等，2009)、四子王旗花岗岩(264Ma)与过铝质花岗岩相伴生构成典型的KCG(富钾的钙碱性花岗岩，Barbarin，1999)岩石组合(柳长峰，2010)； ③沿索伦-西拉木伦-长春一线，早二叠世华北克拉通北缘发育冷水和暖水动物群的混生，表明早二叠世南北板块间的距离已经很近，到了早二叠世末期该区发生了南北陆-陆碰撞对接作用(彭向东等，1999； 曹花花，2013)。以上资料均表明，华北克拉通北缘中段内蒙古地区中二叠世处于挤压造山的构造环境，表明松嫩-张广才岭地块与华北克拉通之间发生了陆-陆碰撞造山作用，同时内蒙古地区一线的古亚洲洋闭合(曹花花，2013)。因此，华北克拉通北缘中段早-中三叠世火成岩形成于松嫩-张广才岭地块和华北克拉通碰撞造山后的伸展环境。
华北克拉通北缘东段吉林中部地区早三叠世建平镇花岗岩(249Ma)和椅山岩体(247Ma)的二长花岗岩均为高钾钙碱性Ⅰ型花岗岩，高Sr低Y，具有埃达克质岩石的地球化学属性(曹花花，2013)； 吉林中部磐石-桦甸地区大玉山花岗岩(248Ma)具有高Sr低Y的地球化学特征，其形成时代略晚于周围呼兰群由于碰撞造山作用所致的峰期变质年龄(晚二叠世)，说明大玉山花岗岩为同碰撞型花岗岩(孙德有等，2004b)； 吉林中部伊通石榴石白云母二长花岗岩(244Ma)具有较高的SiO2、Al2O3和碱含量，较低的TFeO和MgO，起源于加厚下地壳物质的部分熔融(Wang et al.，2015c)； 吉林东部延边地区柳树沟二长花岗岩(245Ma)为埃达克质岩石(Wang et al.，2015c)； 延边地区百里坪二长花岗岩(249～245Ma)的形成时代略晚于呼兰群的变质年龄(约250Ma)，并且该地区存在晚三叠世A型花岗岩和造山后基性-超基性杂岩，表明百里坪二长花岗岩为同碰撞型花岗岩(Zhang et al.，2004)。吉林中东部呈东西向展布的埃达克质岩石和同碰撞型花岗岩表明华北克拉通北缘东段早-中三叠世发生了华北克拉通和北部微陆块群(兴蒙造山带)的最终碰撞拼合，使得古亚洲洋沿长春-延吉缝合线最终闭合，古亚洲洋彻底消失(彭玉鲸和赵成弼，2001； 孙德有等，2004a； Wu et al.，2007b； 彭玉鲸等，2012； Cao et al.，2013； Wang et al.，2015c)。
综上所述，早二叠世末-中二叠世华北克拉通北缘中段的古亚洲洋首先发生闭合，该区早-中三叠世岩浆作用形成于造山后岩石圈伸展环境； 到了早-中三叠世华北克拉通北缘东段的古亚洲洋最终闭合，该区早-中三叠世岩浆作用形成于同碰撞构造环境。华北克拉通北缘中东段岩性差异进一步说明古亚洲洋自西向东呈剪刀式逐渐闭合。
2.2 蒙古-额尔古纳地块-兴安地块蒙古-额尔古纳地块-兴安地块上早-中三叠世火成岩以侵入岩为主，仅在兴安地块上黑河地区产出少量火山岩(Li et al.，2016)。该期火成岩是一套基性-中性-酸性岩石组合，岩石类型以花岗质岩石为主，包括正长花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩、石英闪长岩，并伴随少量辉长闪长岩和闪长岩，以及粗玄岩和安山岩。那么，它们形成于怎样的构造环境呢？首先，该套岩石组合与活动大陆边缘环境产出的岩石组合相似(Pitcher，1983，1997)； 其次，主量元素数据显示蒙古-额尔古纳地块-兴安地块上早-中三叠世火成岩属于高钾钙碱性系列(图 4)，钙碱性岩石组合的存在可作为判定古俯冲作用发生的有效标志(许文良等，2013)； 再次，该期花岗质岩石中不含富铝的副矿物，也不含碱性暗色矿物，显示出I-型花岗岩的特点； 最后，在该区产出早-中三叠世斑岩型-矽卡岩型矿床，包括额尔古纳地块上的八八一斑岩型铜钼矿床(237Ma)、中蒙古地块上的图木尔廷敖包矽卡岩型锌矿床(241Ma； 江思宏等，2010)。综上所述，蒙古-额尔古纳地块-兴安地块上早-中三叠世火成岩应形成于活动大陆边缘环境。
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1-华北北缘侵入岩；2-蒙古-额尔古纳地块-兴安地块侵入岩；3-华北北缘埃达克质花岗岩；4-蒙古-额尔古纳地块-当空地块火山岩 图 4 东北亚早-中三叠世火成岩TAS图解(a-据Le Maitre，1989)和SiO2-K2O图解(b-据Peccerillo and Taylor，1976) Figure 4 Plots of TAS(a-cited after Le Maitre，1989)and SiO2-K2O(b-cited after Peccerillo and Taylor，1976) for the early-middle Triassic igneous rocks in the NE Asia |
蒙古-额尔古纳地块-兴安地块上早-中三叠世火成岩岩石组合和地球化学特征明显区别于华北克拉通北缘同期火成岩，结合它们平行蒙古-鄂霍茨克缝合带呈北东-南西向展布，可以判定它们的形成与古亚洲构造体系无关，而是形成于蒙古-鄂霍茨克大洋板块向南俯冲于额尔古纳地块下的活动大陆边缘环境，标志着蒙古-鄂霍茨克大洋板块南向俯冲作用的存在(图 5)。
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NCC： 华北克拉通； SC： 西伯利亚克拉通 图 5 东北亚早-中三叠世构造演化模型图 Figure 5 Tectonic evolution model of the NE Asia during the early-middle Triassic |
东北亚晚三叠世火成岩主要分布在华北克拉通北缘、蒙古-额尔古纳地块-兴安地块、胶东半岛-辽东半岛-朝鲜半岛、小兴安岭-张广才岭、吉黑东部5个地区(图 6)。
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图 6 东北亚晚三叠世火成岩分布图 Figure 6 Distribution map of the Late Triassic igneous rocks in the NE Asia |
华北克拉通北缘中段大量出现晚三叠世碱性杂岩(霞石正长岩、霓辉正长岩、石英正长岩、正长岩及碱性花岗岩等)及共生的碱性超镁铁质岩，以出现碱性矿物如霓辉石、霓石、霞石及碱性角闪石等为特征(张拴宏等，2010)。华北克拉通北缘东段吉林中部地区晚三叠世岩浆事件以开原八棵树方辉橄榄岩、桦甸红旗岭镁铁-超镁铁质侵入岩、漂河川辉石岩和蛟河三道河A2型正长花岗岩(Wu et al.，2004，2011)为代表，具有双峰式侵入岩的岩石组合特征(图 7； 曹花花，2013)。此外，华北克拉通北缘东段及其拼接缝合带上均缺乏240～225Ma的沉积事件，而晚三叠世普遍发育磨拉石建造沉积地层，标志着由造山隆起环境向造山后伸展拉张环境的转变。这些碱性系列岩石、双峰式火成岩组合及磨拉石建造的存在说明华北克拉通北缘晚三叠世期间处于造山后伸展环境。该期火成岩沿索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带呈东西向带状展布(图 6)，进一步说明华北克拉通北缘晚三叠世火成岩形成于与古亚洲洋最终闭合有关的造山后伸展环境(图 8)。
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1-小兴安岭-张广才岭地区火山岩；2-辽东半岛-胶东半岛-朝鲜半岛侵入岩；3-小兴安岭-张广才岭地区侵入岩；4-吉黑东部侵入岩；5 -蒙古-额尔古纳地块-兴安地块侵入岩；6-蒙古-额尔古纳地块-兴安地块火山岩；7-华北北缘侵入岩；8-吉黑东部火山岩 图 7 东北亚晚三叠世火成岩的TAS图解(a-据Le Maitre，1989)和SiO2-K2O图解(b-据Peccerillo and Taylor，1976) Figure 7 Plots of TAS(a-cited after Le Maitre，1989)and SiO2-K2O(b-cited after Peccerillo and Taylor，1976) for the late Triassic igneous rocks in the NE Asia |
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图例同 图 5 图 8 东北亚晚三叠世构造演化模型图 Figure 8 Tectonic evolution model of the NE Asia during the late Triassic |
蒙古-额尔古纳地块-兴安地块上晚三叠世以侵入岩为主，在兴安地块上罕达气-扎兰屯-蘑菇气地区产出少量火山岩(Li et al.，2016)，具体的岩石组合包括角闪辉长岩、辉长闪长岩、闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩，以及玄武安山岩、安山岩、粗玄岩和流纹岩。该期火成岩以花岗质岩石为主，呈巨大的岩基状产出，中基性岩石较少。蒙古-额尔古纳地块-兴安地块上晚三叠世火成岩岩石组合及地球化学特征与早-中三叠世火成岩类似： ①晚三叠世火成岩岩石组合与太平洋东岸南美的安第斯型活动大陆边缘产出的侵入岩组合类似； ②它们属于中钾-高钾钙碱性系列(图 7)； ③晚三叠世花岗质岩石的A/CNK值普遍小于1.1，显示出I-型花岗岩的特点； ④晚三叠世基性岩浆起源于受俯冲流体交代的岩石圈地幔的部分熔融作用(Tang et al.，2016)，暗示俯冲板片的存在(Stern，2002； Martin et al.，2005)； ⑤该区产出同期的斑岩型矿床，包括额尔古纳地块上的太平川斑岩型铜钼矿床(202Ma； 陈志广等，2010)和八大关斑岩型铜钼矿床(228～218Ma； 侯召硕，2014； Tang et al.，2016)，中蒙古地块上的阿林诺尔斑岩型钼矿床(227Ma； 刘翼飞等，2010)； ⑥该地区晚三叠世火成岩沿着蒙古-鄂霍茨克缝合带呈北东-南西向带状展布(图 6)。这些特征均说明蒙古-额尔古纳地块-兴安地块上晚三叠世火成岩形成于活动大陆边缘环境，揭示了蒙古-鄂霍茨克大洋板块持续南向俯冲作用的存在(图 8)。
3.3 胶东半岛-辽东半岛-朝鲜半岛晚三叠世侵入岩在胶东、辽东和朝鲜半岛零星分布(图 6)。在胶东半岛，目前发现的只有甲子山的正长岩(215Ma)和槎山的黑云母钾长花岗岩(205Ma)(图 6，电子版附表； Chen et al.，2003； 郭敬辉等，2005； Yang et al.，2005)。辽东半岛的晚三叠世岩体包括岫岩花岗岩及其镁铁质包体、双牙山花岗岩、老尖顶子闪长岩、于家村正长岩、尹家村辉长岩、大和尚山辉长岩、龙头石英闪长岩-花岗闪长岩、小苇沙河二长花岗岩、岔信子花岗闪长岩和蚂蚁河辉石闪长岩-二长花岗岩，辽东半岛晚三叠世岩体的时代主要集中在226～210Ma(电子版附表； 路孝平等，2003； 吴福元等，2005； 裴福萍等，2008； Yang et al.，2007a，2007b)。朝鲜半岛晚三叠世火成岩的岩性包括花岗闪长岩、二长花岗岩、碱长花岗岩、正长岩、辉长岩，其同位素年代学资料表明它们的形成时代主要集中在234～210Ma(电子版附表； Turek and Kim，1995； Kim and Turek，1996； Ree et al.，2001； Sagong et al.，2005； Wu et al.，2007a； Cho et al.，2008； Peng et al.，2008； Williams et al.，2009)。
尽管有不少学者讨论该地区晚三叠世岩浆活动与太平洋板块演化的关系(崔盛芹和李锦蓉，1983； 李之彤和赵春荆，1985； 任纪舜等，1992)，但近年研究表明华北东部并不存在平行于太平洋板块边界的三叠纪花岗岩带(Li and Li，2007)，说明它们的形成与古太平洋板块的俯冲作用无关。胶东半岛-辽东半岛-朝鲜半岛晚三叠世主要落入碱性系列中(图 7)，表明它们形成于伸展环境。该地区晚三叠世火成岩分布在苏鲁造山带的南北两侧，沿着造山带呈北东-南西向展布(图 6)。此外，胶东半岛-辽东半岛-朝鲜半岛晚三叠世岩体侵位时代(231～205Ma，多数小于225Ma)，明显晚于苏鲁造山带超高压变质时代(244～226Ma； Li et al.，2000； Liu et al.，2004； Wan et al.，2005； 杨进辉和吴福元，2009)，进一步说明它们形成于扬子与华北克拉通俯冲碰撞后岩石圈拆沉引起的伸展环境(杨进辉和吴福元，2009)。
3.4 小兴安岭-张广才岭小兴安岭-张广才岭既发育晚三叠世侵入岩又发育晚三叠世火山岩，侵入岩的岩石类型主要包括辉长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和碱长花岗岩，火山岩的岩石类型包括玄武岩、玄武安山岩、安山岩和流纹岩。从TAS图解中可以看出小兴安岭-张广才岭地区晚三叠世火成岩的SiO2含量出现明显的间断(图 7)，显示出典型双峰式火成岩组合的特点。结合该地区产出同时期A型花岗岩(Wu et al.，2004)，共同揭示小兴安岭-张广才岭晚三叠世火成岩形成于伸展环境(Xu et al.，2013； Wang et al.，2015b； Guo et al.，2016)。
一些学者认为小兴安岭-张广才岭晚三叠世岩浆作用与古太平洋板块向欧亚大陆下俯冲密切相关(Wu et al.，2011； 彭玉鲸等，2012； Zhou and Wilde，2013； Yang et al.，2015)。然而，东北亚东部大陆边缘不存在晚三叠世钙碱性火成岩和同期的增生杂岩，表明它们的形成与古太平洋板块的俯冲作用无关。此外，佳木斯地块东缘和俄罗斯远东地区发育晚三叠世海陆交互相沉积地层，显示被动陆缘的沉积组合(Zhang et al.，2015)。
小兴安岭-张广才岭地区晚三叠世火成岩主要分布松辽盆地以东、牡丹江断裂以西地区，沿着牡丹江断裂呈近南北向带状分布(图 6)。小兴安岭-张广才岭晚三叠世火成岩形成的构造环境有3种可能： 一是北东-南西向的展布方向与蒙古-鄂霍茨克缝合带平行，蒙古-额尔古纳地块-兴安地块上晚三叠世火成岩属于钙碱性系列，小兴安岭-张广才岭同时期火成岩为双峰式火成岩组合，呈现出自陆缘(额尔古纳地块)向陆内(小兴安岭-张广才岭)火成岩成分极性的变化，可能分别对应于蒙古-鄂霍茨克大洋板块南向俯冲所形成的活动大陆边缘环境和类似弧后的伸展环境； 二是小兴安岭-张广才岭地区晚三叠世火成岩可与胶东半岛-辽东半岛-朝鲜半岛同时期火成岩相联系，共同构成了平行于苏鲁造山带的呈北东-南西向展布的岩浆岩带，它们可能形成于扬子与华北克拉通之间俯冲碰撞后的伸展环境； 通过前文讨论可知古亚洲洋闭合后岩石圈伸展作用可持续到晚三叠世(详见3.1) ，因此，小兴安岭-张广才岭地区晚三叠世火成岩还可能形成于与古亚洲洋最终闭合有关的造山后伸展环境。
3.5 吉黑东部吉黑东部晚三叠世火成岩主要分布在敦化-密山断裂以东地区(图 6)，岩石类型以花岗质岩石(石英闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩)和流纹岩为主，伴随少量正长岩和辉长岩(电子版附表)。吉黑东部这些晚三叠世火成岩主要表现为A型花岗岩、A型流纹岩以及与Cu、Ni 矿床有关的镁铁-超镁铁质岩石(Wu et al.，2004； Xu et al.，2013)，指示该区晚三叠世火成岩形成于伸展环境。
根据松嫩-张广才岭地块东缘、佳木斯地块以及兴凯地块之上古生代-中生代火成岩的锆石U-Pb年代学资料及其空间分布特征，王枫等(2016) 推测晚三叠世之后敦化-密山断裂的左行平移的距离约为300km。据此对吉黑东部晚三叠世火成岩的古地理位置进行恢复，可知它们应处于小兴安岭-张广才岭、胶东半岛、华北克拉通北缘三大地区交汇处。因此，吉黑东部晚三叠世火成岩可能形成于古亚洲洋闭合后的伸展环境，亦可能与扬子和华北克拉通之间俯冲碰撞后伸展环境有关，还可能形成于蒙古-鄂霍茨克大洋板块南向俯冲所形成的类似弧后的伸展环境。
4 早侏罗世岩浆作用： 古太平洋板块的初始俯冲与蒙古-鄂霍茨克大洋板块的持续南向俯冲东北亚早侏罗世火成岩主要分布在额尔古纳地块-兴安地块、小兴安岭-张广才岭-辽东半岛、吉黑东部-朝鲜半岛北端和朝鲜半岛南部(图 9)。
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图 9 东北亚早侏罗世火成岩分布图 Figure 9 Distribution map of the Early Jurassic igneous rocks in the NE Asia |
吉黑东部-朝鲜半岛北端早侏罗世火成岩是一套基性-中性-酸性的岩石组合(图 10)，侵入岩的岩石类型包括辉长岩闪长岩、闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩； 火山岩地层包括天桥岭组、罗圈站组、双桥子组和满河组，岩石类型有玄武安山岩、安山岩、英安岩、流纹岩(Xu et al.，2013)。
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1-额尔古纳地块-兴安地块侵入岩；2-额尔古纳地块火山岩；3-吉黑东部侵入岩；4-吉黑东部火山岩；5 -小兴安岭-张广才岭-辽东半岛侵入岩；6-小兴安岭-张广才岭地区火山岩 图 10 东北亚早侏罗世火成岩的TAS图解(a-据Le Maitre，1989)和SiO2-K2O图解(b-据Peccerillo and Taylor，1976) Figure 10 Plots of TAS(a-cited after Le Maitre，1989)and SiO2 vs. K2O(b-cited after Peccerillo and Taylor，1976) for the early Jurassic igneous rocks in the NE Asia |
吉黑东部-朝鲜半岛北端早侏罗世火成岩属于钙碱性系列(图 10)，其中花岗质岩石属于I-型花岗岩，具有活动大陆边缘及火山弧花岗岩的特点； 早侏罗世基性岩在形成过程中受到俯冲流体交代作用(Guo et al.，2015； Wang et al.，2016)，暗示俯冲板片在早侏罗世岩浆作用中的贡献。此外，近年来在欧亚大陆东缘和日本地区鉴别出大量与板块俯冲有关的早侏罗世增生杂岩(Fukuyama et al.，2013； Safonova and Santosh，2014)。这些特征均说明吉黑东部-朝鲜半岛北端早侏罗世火成岩形成于活动大陆边缘环境。本地区早侏罗世火成岩呈北东-南西向展布，与东北亚东部大陆边缘平行，说明它们形成于古太平洋板块向欧亚大陆下俯冲所形成的活动大陆边缘环境(图 11)，标志着古太平洋板块俯冲作用的开始。
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图 11 东北亚早侏罗世构造演化模型图(图例同 图 5) Figure 11 Tectonic evolution model of the NE Asia during the early Jurassic(symbols are the same as those in Fig. 5) |
小兴安岭-张广才岭-辽东半岛地区产出大量早侏罗世火成岩(图 9)，岩石类型以基性和酸性火成岩为主，产出少量中性火成岩。侵入岩的具体岩石类型包括橄榄辉长岩、角闪辉长岩、辉长闪长岩、闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩、碱长花岗岩； 火山岩地层包括上黑龙宫组、五道岭组、帽儿山组、太安屯组、宁远村组(Xu et al.，2013)，岩石类型有玄武岩、玄武安山岩、粗安岩、流纹岩、英安岩。
小兴安岭-张广才岭-辽东半岛地区早侏罗世火成岩主体落入钙碱性系列中，部分落入碱性系列中(图 8)。该地区早侏罗世粗安岩被认为是玄武质岩浆和流纹质岩浆混合作用的产物(唐杰等，2011)。此外，闪长质包体的产出进一步说明小兴安岭-张广才岭-辽东半岛地区存在岩浆混合作用(Wu et al.，2011)。因此，排除岩浆混合成因的中性岩，小兴安岭-张广才岭-辽东半岛地区火成岩显示出典型双峰式火成岩组合的特点(Yu et al.，2012； Wang et al.，2016)，说明它们形成于伸展环境。从 图 9中可以看出小兴安岭-张广才岭-辽东半岛地区早侏罗世火成岩呈北东-南西向带状展布。吉黑东部-朝鲜半岛北端的早侏罗世陆缘钙碱性火成岩到小兴安岭-张广才岭-辽东半岛的双峰式火山岩组合，构成了平行东北亚东部大陆边缘的成分分带，指示了俯冲的方向，分别对应于古太平洋板块向欧亚大陆下俯冲所形成的活动大陆边缘环境和弧后伸展环境(图 11)，进一步说明古太平洋板块向欧亚大陆下的俯冲作用始于早侏罗世。
在古太平洋板块俯冲于欧亚大陆之下的过程中形成了大量斑岩型钼矿以及少量矽卡岩型钼矿，如小兴安岭-张广才岭-辽东半岛霍吉河斑岩型钼矿(184Ma； 陈静等，2012)、鹿鸣斑岩型钼矿(176Ma； 杨言辰等，2012)、翠岭斑岩型钼矿(178Ma，杨言辰等，2012)、169Ma姚家沟矽卡岩型钼矿(方俊钦等，2012)，吉黑东部大黑山斑岩型钼矿(168Ma； 王成辉等，2009)、福安堡斑岩型钼矿(167Ma； 李立兴等，2009)、刘生店斑岩型钼矿(169Ma； 王辉等，2011)、东风矽卡岩型钼矿(179Ma； 张勇等，2011)、大石河斑岩型钼矿(187Ma； 鞠楠等，2012)。上述早侏罗世岩浆作用和同期斑岩型矿床的形成应与古太平洋板块俯冲作用下的活动陆缘环境有关(许文良等，2013)。
4.3 额尔古纳地块-兴安地块额尔古纳地块-兴安地块上早侏罗世火成岩主要是由一套中酸性侵入岩构成，包括闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩、石英斑岩和花岗斑岩。此外，在额尔古纳地块上还产出一套早侏罗世中基性火山岩，包括玄武岩、玄武安山岩和安山岩(Wang et al.，2015a)。
首先，早侏罗世花岗质岩石属于中钾-高钾钙碱性系列(图 10)，不含有过铝质矿物和碱性暗色矿物，显示出I型花岗岩的特点； 其次，早侏罗世中基性火山岩属于中钾-高钾钙碱性系列，其主量元素与SiO2含量之间具有线性变化规律(见Wang et al.，2015a，图 9)，显示出活动大陆边缘火山岩的地球化学特征(Gill，1981； Wilson，1989； Kelemen et al.，2003； Wang et al.，2015a)； 第三，在额尔古纳地块-兴安地块上发育早侏罗世斑岩型和矽卡岩型矿床，包括额尔古纳地块上乌奴格吐山斑岩型铜钼矿床(183～178Ma； 王伟等，2012； Chen et al.，2011)和兴安地块上产出三矿沟矽卡岩型铜铁矿床(176Ma； 葛文春等，2007； 褚少雄等，2012)。综上所述，额尔古纳地块-兴安地块上早侏罗世火成岩形成于活动大陆边缘环境。
额尔古纳地块-兴安地块上早侏罗世火成岩总体上呈北东-南西向展布，一些学者认为它们形成于古太平洋板块向欧亚大陆下俯冲所形成的活动大陆边缘环境(隋振民等，2007； 张彦龙等，2010)。然而，在小兴安岭-张广才岭-辽东半岛地区存在一套同时期双峰式火成岩组合(5.2) ，说明它们的形成与古太平洋板块的俯冲作用无关。该地区早侏罗世火成岩的展布方向与蒙古-鄂霍茨克缝合带平行，表明它们应形成于蒙古-鄂霍茨克大洋板块持续南向俯冲作用下的活动大陆边缘环境(图 11)。
5 结论(1) 吉黑东部-朝鲜半岛北端早侏罗世钙碱性火成岩的存在揭示古太平洋板块向欧亚大陆下的俯冲作用始于早侏罗世。
(2) 华北克拉通北缘中段三叠纪碱性系列火成岩和双峰式火成岩形成于古亚洲洋闭合后的伸展环境； 华北克拉通北缘东段三叠纪火成岩的空间变异揭示了该区古亚洲洋自西向东剪刀式闭合过程。
(3) 蒙古-额尔古纳-兴安地块早三叠世-早侏罗世钙碱性火成岩组合形成于蒙古-鄂霍茨克洋南向俯冲的活动大陆边缘环境。
(4) 胶东半岛-辽东半岛-朝鲜半岛北部晚三叠世碱性系列火成岩形成于扬子与华北克拉通俯冲碰撞后的伸展环境。
(5) 小兴安岭-张广才岭和吉黑东部晚三叠世火成岩可能形成于蒙古-鄂霍茨克大洋板块南向俯冲的弧后伸展环境，也可能与扬子和华北克拉通俯冲碰撞后的伸展环境有关，还可能形成于古亚洲洋最终闭合后的伸展环境。
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