吉林省中东部的吉林-延吉一线位于华北板块北缘东段, 兴蒙造山带南缘(Sengör et al., 1993；Sengör and Natal'in, 1996)。众所周知, 西拉木伦河-长春-延吉一线是古亚洲洋东段的一条缝合带, 代表了兴蒙造山带东段多个中、小块体构成的黑龙江板块群与华北板块北缘的构造拼合位置(李双林和欧阳自远, 1998；孙德有等, 2004；Li, 2006)。对于兴蒙造山带的构造演化历史, 20世纪80年代以前主要是以槽-台理论为基础的多旋回观点来探讨(黄汲清等, 1977), 之后人们开始以板块构造理论来解释。因此, 对于这一缝合带的闭合时间以及二叠纪的构造属性地质学家存在不同的认识：(1) 部分学者认为该缝合带在晚泥盆世之前或早石炭世闭合(唐克东, 1989；赵春荆等, 1996), 而到了二叠纪为陆内裂陷槽(裂谷) 分隔的构造环境(唐克东, 1989；苏养正, 1996；王友勤和苏养正, 1996；王友勤等, 1997；汪新文和刘友元, 1997；张梅生等, 1998；彭向东等, 1999；彭玉鲸和赵成弼, 2001)；(2) 二叠纪大地构造背景整体主要表现为古亚洲洋的俯冲消亡(文琼英等, 1996；张炯飞, 1997；Jia et al., 2004；Li, 2006), 古亚洲洋于早二叠世开始往华北板块和黑龙江板块群之下俯冲(Shen et al., 2006；Pei et al., 2007；Meng et al., 2008), 晚二叠世-早中生代闭合(孙德有等, 2004；Jia et al., 2004；Zhang et al., 2004；Li, 2006；Wu et al., 2007；Meng et al., 2010), 并且部分学者认为吉中-延吉一线的华北板块北缘为活动大陆边缘(Li, 2006；李承东等, 2007), 部分学者则认为是被动大陆边缘(Jia et al., 2004；张兴洲, 2008；Lin et al., 2008)。那么, 在晚古生代晚期, 西拉木伦河-长春-延吉缝合带东段的吉林-延吉一线古亚洲洋与华北克拉通之间是否存在俯冲作用？如果存在, 俯冲作用是何时开始的？古亚洲洋的俯冲闭合作用在吉林-延吉缝合带是否存在同一时期不同区段俯冲体制上的差异？上述问题之所以存在, 主要原因是缺乏对该区晚古生代火成岩系统的年代学和岩石地球化学研究。鉴于此, 本文选择吉林中部地区和延吉地区二叠纪火山岩进行了锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和Sr-Nd-Hf同位素的系统研究, 为解决上述问题提供了有利的证据。

吉林中部位于张广才岭构造带的南部, 西邻松辽盆地, 南东部以敦化-密山断裂与华北板块相隔, 研究区二叠纪属于滨东-吉中晚古生代上叠构造盆地(赵春荆等, 1996)。区内以广泛分布的古生代沉积建造和火成岩组合为特征, 同时见有中、新生代地层及侵入体(图 1a)。

图 1

Fig. 1

图 1 华北北缘板块北缘东段地质略图 (a)-吉林中部；(b)-延边地区 Fig. 1 Geological sketch map of the eastern section of the northern margin of the North China Plate (a)-middle part of Jilin Province; (b)-Yanbian area

延吉地区位于延边缝合带的东部, 东北部为兴凯地块, 西南为龙岗地块(属于华北板块), 研究区处于兴凯地块西南缘(唐克东等, 1995；邵济安等, 1995；张炯飞, 1997；彭玉鲸等, 1999), 延边晚古生代上叠构造盆地(赵春荆等, 1996)。研究区内主要出露二叠纪地层和中、新生代陆相火山-沉积岩系以及大面积的显生宙花岗质岩石(吉林省地质矿产局, 1983)(图 1b)。

本文所研究的火山岩样品采自吉中地区二叠纪大河深组, 延吉地区二叠纪关门咀子组, 采样点位置如图 1所示。

大河深组主要为一套中酸性火山岩和火山碎屑岩, 上部存在凝灰质砂岩、粉砂岩、粉砂质板岩和中-厚层灰岩, 富含动植物化石。本文样品采自桦甸市常山乡和北山屯两处。常山乡所采集的主要岩石类型为流纹岩和英安质凝灰岩：流纹岩(样品JH4-1、JH31-1), 斑状结构, 块状构造, 斑晶主要为碱性长石(含量15%~20%), 基质为隐晶质(图 2a)；英安质凝灰岩(样品JH34-1), 灰褐色, 凝灰结构, 火山碎屑有晶屑(斜长石, 含量约20%；碱性长石, 含量约5%；石英, 含量约3%) 和岩屑(含量约5%), 凝灰质胶结(图 2b)。北山屯所采集的主要岩石类型为变英安岩、粗面英安岩和流纹岩：变英安岩(样品JK11-1), 显示斑状结构, 流纹构造, 斑晶主要为斜长石(含量约7%) 和石英(含量约3%), 基质为霏细结构, 岩石变形强烈, 黑云母定向排列清晰, 并绕过斑晶矿物(图 2c)；粗面英安岩(样品11JHD4-3), 斑状结构, 斑晶主要为斜长石(含量约7%) 以及少量的碱性长石(含量约1%) 和石英(含量约1%), 基质为霏细结构, 原岩变形较强(图 2d)。流纹岩(样品JK10-1、JK11-4、11JHD5-2和11JHD5-4), 斑状结构, 流纹构造, 斑晶主要为石英(含量约3%) 和斜长石(含量约1%), 基质为霏细结构, 原岩变形较强(图 2e, f)。

图 2

Fig. 2

图 2 二叠纪火山岩的显微结构特征 (a)-大河深组流纹岩(JH31-1), 单偏光；(b)-大河深组英安质凝灰岩(JH34-1), 正交偏光；(c)-大河深组变英安岩(JK11-1), 正交偏光；(d)-大河深组粗面安山岩(11JHD4-3), 正交偏光；(e、f)-大河深组流纹岩(JK11-4, 11JHD5-2), 正交偏光；(g)-关门咀子组玄武安山岩(YH3-4), 正交偏光；(h)-关门咀子组玄武岩(YH11-2), 正交偏光. Af-碱性长石；Bi-黑云母；Cpx-单斜辉石；Pl-斜长石；Q-石英 Fig. 2 Microphotographs showing textures of the Permian volcanic rocks (a)-rhyolite from the Daheshen Formation (JH31-1), PPL; (b)-dacitic tuff from the Daheshen Formation (JH34-1), CPL; (c)-metamorphic dacite from the Daheshen Formation (JK11-1), CPL; (d)-trachytic dacite from the Daheshen Formation (11JHD4-3), CPL; (e, f)-rhyolites from the Daheshen Formation (JK11-4, 11JHD5-2), CPL; (g)-basaltic andesite from the Guanmenzuizi Formation (YH3-4), CPL; (h)-basalt from the Guanmenzuizi Formation (YH11-2), CPL. Af-alkali feldspar; Bi-biotite; Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Q-quartz

关门咀子组主要岩石类型为片理化安山岩, 夹黑色粉砂岩和大理岩透镜体。本文样品采自珲春市关门咀子村北和图们市东北两处。珲春市关门咀子村所采岩石类型为玄武安山岩(样品YH3-4、YH3-5、YH15-1), 斑状结构, 块状构造, 斑晶为斜长石(含量约45%) 和普通辉石(含量约25%), 基质中斜长石微晶搭成格架, 隐晶质及暗色矿物充填其中, 为安山结构(图 2g)。图们市北部关门咀子组所采岩石类型为玄武岩(样品YH2-1、YH11-2、YH11-4), 呈灰黑色, 斑状结构, 杏仁构造, 斑晶为普通辉石(含量约20%) 和斜长石(含量约12%)。基质为间粒-间隐结构, 由斜长石、普通辉石微晶和不透明矿物组成(图 2h)。

锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析在西北大学大陆动力学重点实验室和中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室的Agilent 7500a ICP-MS仪器上用标准测定程序进行, 详细的实验原理和流程见Yuan et al.(2004)和Liu et al.(2009, 2010)。应用标准锆石91500进行分馏校正, 标准锆石TEMORA 1作为未知样品测定获得的年龄为415±4Ma (MSWD=0.112, n=24), 该锆石的ID-TIMS年龄为416.75±0.24Ma (Black et al., 2003)。激光束的束斑为30μm。实验获得的数据采用Andersen (2002)的方法进行同位素比值的校正, 以扣除普通Pb的影响, 然后用ISOPLOT宏程序进行年龄协和图的生成和处理(Ludwig, 2001)。

主量元素和痕量元素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室和中国地质大学(武汉) 地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。主量元素采用X-荧光光谱法(XRF) 分析；痕量元素的分析则采用电感耦合等离子质谱(ICP-MS) 分析方法。对国际标样BCR-2(玄武岩)、BHVO-1(玄武岩) 和AGV-1(安山岩) 的分析结果表明, 主量元素分析精度和准确度优于5%, 痕量元素的分析精度和准确度优于10%。

锆石Hf同位素测试在中国科学院地质与地球物理研究所配有193nm激光取样系统的Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS) 上进行, 仪器的运行条件和详细的分析流程见Xu et al.(2004)。测定时用锆石国际标样91500作外标, 分析时激光束直径为63μm, 所用的激光脉冲速率为6~8Hz, 激光束脉冲能量为100mJ。

本文样品的Sr-Nd同位素分离测试在西北大学大陆动力学实验室MC-ICP-MS上完成。全岩样品的Rb-Sr、Sm-Nd同位素分离包括样品制备、化学分离和上机测试几个部分。将200目的岩石粉末在烘箱烘干后称量。同ICP-MS处理样品的方法类似, 对样品的溶解采用酸溶法。Rb-Sr, Sm-Nd同位素分离采用传统的阳离子交换树脂方法进行。其中, Rb-Sr分离所用树脂类型为AG SOW-X8, Sm-Nd分离所用树脂类型为HDEHP, 详细的分离与测试程序见Liu et al.(2004)。

本文对桦甸市常山乡大河深组流纹岩(JH4-1), 桦甸市北山屯大河深组变质英安岩(JK11-1) 和流纹岩(JK11-4), 珲春市关门咀子组玄武安山岩(YH15-1) 以及图们市关门咀子组玄武岩(YH2-1) 五个样品进行了锆石LA-ICP-MS U-Pb定年, 分析结果见表 1和图 3。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 华北板块北缘二叠纪火山岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic dating results from the Permian volcanic rocks in the eastern section of the northern margin of the North China Plate 测点号 元素含量(×10-6) Th/U 同位素比值 年龄(Ma) Th U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 常山乡大河深组流纹岩 JH4-1-01 172 178 0.97 0.05439 0.00218 0.33090 0.01293 0.04412 0.00041 290 10 278 3 JH4-1-03 165 150 1.10 0.05270 0.00308 0.31362 0.01799 0.04316 0.00049 277 14 272 3 JH4-1-05 73.8 91.0 0.81 0.05874 0.00185 0.36371 0.01088 0.04490 0.00045 315 8 283 3 JH4-1-07 252 221 1.14 0.05387 0.00153 0.32887 0.00886 0.04427 0.00042 289 7 279 3 JH4-1-09 112 140 0.80 0.05308 0.00239 0.32258 0.01419 0.04407 0.00044 284 11 278 3 JH4-1-10 102 111 0.92 0.05632 0.00241 0.34611 0.01442 0.04457 0.00044 302 11 281 3 JH4-1-11 327 238 1.37 0.06038 0.00131 0.37290 0.00749 0.04478 0.00038 322 6 282 2 JH4-1-20 225 205 1.10 0.05247 0.00159 0.31992 0.00923 0.04421 0.00043 282 7 279 3 JH4-1-02 128 161 0.79 0.05900 0.00126 0.39652 0.00780 0.04873 0.00041 339 6 307 3 JH4-1-04 124 128 0.97 0.05467 0.00149 0.37146 0.00954 0.04927 0.00045 321 7 310 3 JH4-1-06 355 474 0.75 0.06053 0.00198 0.40758 0.01280 0.04883 0.00043 347 9 307 3 JH4-1-08 87.6 78.6 1.11 0.05543 0.00402 0.36917 0.02627 0.04830 0.00067 319 19 304 4 JH4-1-12 58.5 102 0.58 0.05259 0.00157 0.35760 0.01017 0.04931 0.00047 310 8 310 3 JH4-1-15 110 198 0.55 0.05521 0.00175 0.38025 0.01146 0.04994 0.00050 327 8 314 3 JH4-1-16 250 221 1.14 0.05288 0.00096 0.36212 0.00597 0.04966 0.00039 314 4 312 2 JH4-1-18 86.1 105 0.82 0.05903 0.00185 0.40454 0.01204 0.04969 0.00050 345 9 313 3 JH4-1-19 77.3 112 0.69 0.05655 0.00250 0.38628 0.01659 0.04954 0.00052 332 12 312 3 JH4-1-21 46.5 87.1 0.53 0.05337 0.00204 0.36206 0.01342 0.04920 0.00046 314 10 310 3 JH4-1-23 116 193 0.60 0.05280 0.00138 0.35847 0.00883 0.04923 0.00044 311 7 310 3 JH4-1-24 100 129 0.78 0.05602 0.00286 0.37105 0.01851 0.04804 0.00052 320 14 302 3 JH4-1-25 349 283 1.23 0.05598 0.00127 0.37887 0.00797 0.04907 0.00042 326 6 309 3 北山屯大河深组变质英安岩 JK11-1-02 130 131 0.98 0.05211 0.00582 0.33505 0.03931 0.04648 0.00113 293 30 293 7 JK11-1-04 102 134 0.70 0.05303 0.00336 0.33889 0.02189 0.04649 0.00077 296 17 293 5 JK11-1-05 352 287 1.15 0.05370 0.00279 0.34162 0.01749 0.04632 0.00069 298 13 292 4 JK11-1-07 197 252 0.76 0.05420 0.00233 0.35058 0.01598 0.04660 0.00072 305 12 294 4 JK11-1-08 163 283 0.57 0.06118 0.00764 0.39396 0.04858 0.04691 0.00072 337 35 296 4 JK11-1-09 112 124 0.79 0.05455 0.00285 0.34284 0.01687 0.04658 0.00072 299 13 294 4 JK11-1-10 145 165 0.77 0.05448 0.00221 0.34992 0.01465 0.04661 0.00053 305 11 294 3 JK11-1-12 196 196 0.97 0.05747 0.00218 0.37025 0.01436 0.04678 0.00077 320 11 295 5 JK11-1-13 215 129 1.56 0.06270 0.00479 0.39815 0.02675 0.04700 0.00076 340 19 296 5 JK11-1-14 224 171 1.29 0.05245 0.00261 0.33450 0.01654 0.04634 0.00077 293 13 292 5 JK11-1-16 101 193 0.54 0.05528 0.00214 0.35559 0.01446 0.04658 0.00064 309 11 293 4 JK11-1-18 281 211 1.26 0.05213 0.00265 0.33323 0.01661 0.04648 0.00056 292 13 293 3 JK11-1-19 274 371 0.72 0.05230 0.00171 0.33277 0.01076 0.04615 0.00050 292 8 291 3 JK11-1-20 161 119 1.30 0.07768 0.00578 0.49931 0.03922 0.04691 0.00109 411 27 296 7 JK11-1-21 527 377 1.38 0.05263 0.00221 0.33392 0.01371 0.04601 0.00042 293 10 290 3 JK11-1-22 176 404 0.44 0.06638 0.00203 0.43327 0.01459 0.04697 0.00063 365 10 296 4 JK11-1-23 600 486 1.20 0.05388 0.00180 0.34790 0.01196 0.04657 0.00050 303 9 293 3 北山屯大河深组流纹岩 JK11-4-01 154 113 1.31 0.05749 0.00350 0.35616 0.02102 0.04521 0.00074 309 16 285 5 JK11-4-02 402 362 1.06 0.05305 0.00274 0.33038 0.01715 0.04507 0.00072 290 13 284 4 JK11-4-03 736 532 0.95 0.05651 0.00137 0.35727 0.00845 0.04592 0.00044 310 6 289 3 JK11-4-04 71.9 181 0.37 0.05287 0.00277 0.32553 0.01670 0.04497 0.00059 286 13 284 4 JK11-4-05 841 843 0.97 0.06612 0.00124 0.42008 0.00804 0.04604 0.00025 356 6 290 2 JK11-4-07 120 270 0.42 0.05488 0.00183 0.33633 0.01057 0.04489 0.00039 294 8 283 2 JK11-4-08 99.6 219 0.42 0.05210 0.00191 0.31962 0.01271 0.04471 0.00075 282 10 282 5 JK11-4-09 257 341 0.72 0.05173 0.00143 0.31954 0.00851 0.04513 0.00046 282 7 285 3 JK11-4-10 543 451 1.07 0.05600 0.00133 0.34980 0.00821 0.04552 0.00040 305 6 287 2 JK11-4-11 262 388 0.64 0.05214 0.00182 0.32436 0.01134 0.04516 0.00052 285 9 285 3 JK11-4-12 133 261 0.50 0.05281 0.00224 0.32584 0.01420 0.04490 0.00066 286 11 283 4 JK11-4-14 94.3 192 0.43 0.05268 0.00280 0.32708 0.01704 0.04512 0.00069 287 13 285 4 JK11-4-16 1231 737 1.43 0.05489 0.00194 0.34295 0.01011 0.04584 0.00078 299 8 289 5 JK11-4-17 126 278 0.44 0.05330 0.00444 0.32528 0.02635 0.04469 0.00078 286 20 282 5 JK11-4-18 130 252 0.49 0.05589 0.00165 0.34990 0.01031 0.04573 0.00050 285 13 287 3 珲春关门咀子组玄武安山岩 YH15-1-04 42.9 138 0.31 0.05177 0.00374 0.31215 0.02219 0.04373 0.00115 276 17 276 7 YH15-1-07 91.8 220 0.42 0.05180 0.00155 0.31002 0.00936 0.04341 0.00093 274 7 274 6 YH15-1-12 328 462 0.71 0.05640 0.00178 0.34023 0.01082 0.04376 0.00096 297 8 276 6 YH15-1-03 111 133 0.83 0.05451 0.00220 0.48585 0.01951 0.06464 0.00146 402 13 404 9 YH15-1-06 449 651 0.69 0.05427 0.00146 0.45603 0.01248 0.06094 0.00130 381 9 381 8 YH15-1-08 38.1 68.6 0.56 0.09652 0.00478 0.85273 0.04126 0.06408 0.00164 626 23 400 10 YH15-1-13 492 1310 0.38 0.06993 0.00496 0.60504 0.04225 0.06276 0.00170 480 27 392 10 YH15-1-14 149 240 0.62 0.05424 0.00232 0.45529 0.01941 0.06088 0.00140 381 14 381 9 YH15-1-15 324 301 1.08 0.07971 0.00217 0.69655 0.01927 0.06339 0.00138 422 29 387 9 YH15-1-01 506 388 1.30 0.09745 0.00201 3.72122 0.07930 0.27693 0.00580 1576 17 1576 29 YH15-1-02 210 390 0.54 0.11466 0.00263 4.42766 0.10447 0.28003 0.00601 1683 29 1583 32 YH15-1-05 51.3 218 0.23 0.11446 0.00243 5.29056 0.11656 0.33522 0.00710 1867 19 1864 34 YH15-1-10 74.8 150 0.50 0.11448 0.00239 4.90331 0.10653 0.31066 0.00658 1803 18 1744 32 YH15-1-11 42.3 58.4 0.72 0.10581 0.00291 4.48004 0.12643 0.30712 0.00694 1727 23 1727 34 图们关门咀子组玄武岩 YH2-1-02 39.8 88.5 0.45 0.13345 0.00311 0.77711 0.01638 0.04223 0.00043 278 17 242 3 YH2-1-04 43.5 153 0.28 0.13578 0.00333 0.76667 0.01706 0.04094 0.00044 578 10 259 3 YH2-1-05 101 187 0.54 0.07363 0.00274 0.42585 0.01505 0.04194 0.00050 360 11 265 3 YH2-1-06 129 239 0.54 0.09007 0.00153 0.49844 0.00744 0.04013 0.00032 256 8 242 2 YH2-1-07 109 199 0.55 0.06895 0.00222 0.38658 0.01180 0.04066 0.00043 259 12 252 3 YH2-1-09 24.2 70.0 0.35 0.05175 0.00205 0.29835 0.01139 0.04180 0.00047 265 9 264 3 YH2-1-10 243 316 0.77 0.07247 0.00209 0.42702 0.01159 0.04273 0.00043 286 11 264 3 YH2-1-11 159 227 0.70 0.05648 0.00150 0.31526 0.00789 0.04047 0.00037 278 6 256 2 YH2-1-14 164 269 0.61 0.07476 0.00197 0.41989 0.01031 0.04072 0.00039 308 10 254 3 YH2-1-15 51.0 122 0.42 0.11187 0.00294 0.68740 0.01659 0.04456 0.00047 293 16 262 3 YH2-1-16 65.9 162 0.41 0.07926 0.00224 0.43833 0.01159 0.04010 0.00040 369 8 253 2 YH2-1-17 65.6 176 0.37 0.07528 0.00194 0.41812 0.01004 0.04027 0.00038 255 10 247 2 YH2-1-19 73.8 138 0.54 0.07230 0.00104 0.40704 0.00495 0.04082 0.00030 255 6 251 2 YH2-1-20 72.3 153 0.47 0.07508 0.00192 0.42333 0.01007 0.04089 0.00038 272 10 252 2 YH2-1-21 123 197 0.62 0.10731 0.00257 0.60248 0.01316 0.04071 0.00040 240 14 239 3 YH2-1-22 67.3 172 0.39 0.10715 0.00286 0.60117 0.01479 0.04068 0.00043 243 14 239 3 YH2-1-23 260 304 0.86 0.09554 0.00186 0.51839 0.00900 0.03934 0.00033 259 10 236 2

表 1 华北板块北缘二叠纪火山岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果 Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic dating results from the Permian volcanic rocks in the eastern section of the northern margin of the North China Plate

图 3

Fig. 3

图 3 二叠纪火山岩部分锆石CL图像 为Hf同位素分析点；○为U-Pb年龄分析点, 其内部数字为U-Pb年龄分析点号；括号内数字为εHf(t) 值；其他为U-Pb年龄值 Fig. 3 CL images of selected zircons from the Permian volcanic rocks Hf isotope analytical spot; ○ U-Pb analytical spot, the analytical spot number of U-Pb age within them; digital in the bracket is εHf(t) value; others are the U-Pb ages

常山乡大河深组流纹岩(JH4-1) 中的锆石为自形晶或半自形晶, 具有生长环带, 部分锆石显示核边结构(图 3a), Th/U比值为0.53~1.37(表 1), 暗示其岩浆成因(Koschek, 1993)。21个测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄值介于272±3Ma~314±3Ma之间, 形成了279±3Ma (n=8) 和310±2Ma (n=13) 两组²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄(图 4a)。前者代表了流纹岩的形成时代, 为早二叠世；后者代表了流纹岩中捕获锆石的年龄, 说明该区存在有晚石炭世岩浆作用事件。

图 4

Fig. 4

图 4 二叠纪火山岩中锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图 Fig. 4 Concordia diagram showing LA-ICP-MS zircon U-Pb dating date for the Permian volcanic rocks

北山屯大河深组变质英安岩(JK11-1) 中锆石呈自形-半自形, 显示出清晰的岩浆振荡生长环带(图 3b), Th/U比值介于0.44~1.56之间(表 1), 表明其岩浆成因。该组锆石17个测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄值介于286±7Ma~296±5Ma之间, 其加权平均年龄为293±2Ma (图 4b), 表明变质英安岩形成于早二叠世早期。

北山屯大河深组流纹岩(JK11-4) 中的锆石均呈自形-半自形晶, 具有核边结构, 其边部发育有显示岩浆成因的韵律环带(图 3c), 结合其Th/U比值(0.42~1.37), 表明其岩浆成因。所测定的15颗锆石的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄值介于282±5Ma~290±2Ma之间, 其加权平均年龄为286±2Ma (图 4c), 表明流纹岩形成于早二叠世。

珲春市关门咀子组玄武安山岩(YH15-1) 中的锆石分为两组(图 3d)：一组呈他形-半自形, 具条痕状吸收；而另一组则呈自形-半自形, 内部结构清晰, 具有典型的岩浆振荡生长环带。条痕状吸收锆石的Th/U比值介于0.31~0.71之间, ²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为275±7Ma (n=3)(图 4d、e), 代表了玄武安山岩的形成时代——早二叠世, 与大河深组火山岩的形成时代一致。其余锆石的Th/U比值均介于0.38~1.30之间(仅有一颗锆石Th/U比值为0.23), 其中5个测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为389±8Ma, 除此之外, 还存在1576±17Ma (Th/U=1.3, n=1)、1727±23Ma (Th/U=0.23, n=1) 和1867±19Ma (Th/U=0.72, n=1) 的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb谐和年龄值, 它们均代表了玄武安山岩中捕获锆石的年龄。

图们市关门咀子组玄武岩(YH2-1) 中的锆石呈自形-半自形晶, 具有振荡生长环带, 结合其Th/U比值(0.28~0.86), 显示岩浆成因。该组锆石17个测点的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄值介于236±2Ma~265±3Ma之间, 加权平均年龄为250±5Ma (图 4f), 代表了玄武岩的形成时代, 为晚二叠世, 与该区闪长岩的形成时代相类似(Cao et al., 2011)。

华北板块北缘东段二叠纪火山岩的主量元素和痕量元素分析结果见表 2。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 华北板块北缘二叠纪火山岩的主量元素(wt%) 和痕量元素(×10-6) 组成 Table 2 Major (wt%) and trace element (×10-6) data for the Permian volcanic rocks in the eastern section of the northern margin of the North China Plate 样品号 JH4-1 JH31-1 JH34-1 JK11-1 11JHD4-3 JK10-1 JK11-4 11JHD5-2 11JHD5-4 YH3-4 YH3-5 YH2-1 YH11-2 YH11-4 流纹岩 英安岩 变质英安岩 粗面安山岩 流纹岩 玄武安山岩 玄武岩 SiO2 75.4 71.9 68.8 69.9 64.9 74.5 69.6 75.2 71.7 53.4 53.7 49.6 48.7 49.4 TiO2 0.32 0.38 0.61 0.34 0.44 0.29 0.30 0.26 0.28 1.09 1.02 1.05 1.02 0.98 Al2O3 12.2 14.8 15.8 16.6 18.8 14.1 15.4 12.4 14.8 16.4 16.8 14.7 14.3 14.4 Fe2O3T 2.19 2.27 3.63 1.82 3.22 1.57 2.84 1.79 2.33 10.3 9.86 9.42 8.54 8.63 MnO 0.07 0.06 0.14 0.07 0.11 0.05 0.08 0.03 0.18 0.18 0.18 0.16 0.12 0.16 MgO 0.81 0.95 0.78 1.23 1.25 0.26 0.91 0.41 0.32 4.36 4.24 8.36 11.2 9.36 CaO 1.00 0.66 3.11 0.75 0.76 0.99 2.85 1.51 1.23 7.50 7.53 11.8 9.59 11.4 Na2O 2.45 2.72 3.61 3.73 5.49 3.30 3.63 3.10 3.58 3.11 3.10 1.83 2.40 2.51 K2O 4.42 4.60 2.28 3.47 3.64 4.32 2.38 3.54 3.83 1.08 0.75 0.72 1.39 1.05 P2O5 0.08 0.10 0.15 0.02 0.16 0.10 0.11 0.09 0.10 0.19 0.20 0.35 0.35 0.35 LOI 1.12 1.97 0.94 1.58 1.62 0.99 1.38 1.20 1.19 2.08 2.21 1.71 2.52 1.37 Total 100 100 99.9 99.6 100.4 100.5 99.5 99.5 99.6 99.6 99.6 99.6 100 99.6 Na2O/K2O 0.55 0.59 1.58 1.07 1.51 0.76 1.53 0.88 0.93 2.88 4.13 2.54 1.73 2.39 Na2O+K2O 6.87 7.32 5.89 7.20 9.13 7.62 6.01 6.64 7.41 4.19 3.85 2.55 3.79 3.56 Mg# 0.42 0.45 0.30 0.57 0.43 0.25 0.39 0.31 0.21 0.46 0.46 0.64 0.72 0.68 Cr 7.82 3.44 3.62 0.48 0.79 0.64 0.73 0.71 0.52 86.7 77.0 622 567 625 Ni 3.13 1.19 1.64 0.35 0.60 0.36 0.50 0.42 0.36 30.8 26.8 238 236 236 Sc 3.75 4.53 8.52 5.64 6.13 4.19 4.77 3.65 4.06 28.9 27.6 29.5 28.2 30.7 Co 2.28 2.25 3.02 1.27 1.99 1.49 1.78 1.55 2.01 27.7 27.3 54.0 41.8 34.9 V 17.3 28.0 39.7 6.94 23.2 15.0 14.0 13.7 14.0 223 209 184 181 189 Ba 1080 951 1692 780 1091 749 934 455 691 134 135 241 455 330 Rb 114 128 58.3 96.6 91.0 87.7 69.1 65.6 88.9 24.4 13.8 28.4 69.6 57.6 Th 5.47 6.45 2.20 9.08 8.82 7.23 7.94 6.52 7.40 1.44 1.53 6.97 7.34 7.57 U 1.61 1.93 0.73 2.24 2.32 1.86 1.84 1.57 1.61 0.49 0.53 1.39 1.51 1.51 Nb 10.3 12.2 5.59 14.4 12.8 9.830 11.2 9.0 10.4 2.67 2.74 2.10 1.88 1.88 Ta 0.72 0.86 0.32 0.97 0.86 0.69 0.79 0.64 0.71 0.16 0.17 0.13 0.13 0.13 Sr 162 162 498 224 317 204 266 149 235 251 273 832 823 852 Zr 190 221 222 189 198 132 165 120 124 118 125 137 139 139 Hf 4.37 5.15 5.24 5.35 5.20 3.65 4.41 3.32 3.47 3.02 3.25 3.30 3.48 3.46 Y 20.8 24.5 31.3 29.0 32.4 21.8 24.1 18.3 25.0 33.7 51.5 30.9 29.4 30.3 Pb 13.2 13.7 12.2 16.5 7.18 16.3 21.6 16.8 13.2 2.22 2.34 4.28 4.38 4.35 La 24.5 28.5 20.4 32.0 36.1 24.6 27.3 23.4 26.6 7.59 7.88 37.2 38.4 39.1 Ce 48.3 56.2 43.8 69.9 73.7 49.2 54.5 45.9 53.4 19.6 20.3 88.9 90.2 92.4 Pr 5.18 6.13 5.43 7.51 8.61 5.65 6.09 5.26 6.11 2.95 3.04 11.0 11.7 11.9 Nd 19.6 23.2 23.7 26.2 32.0 20.8 22.6 19.0 22.1 14.1 14.5 51.4 52.8 54.4 Sm 3.53 4.16 5.01 4.71 6.15 3.93 4.33 3.24 4.04 4.12 4.12 10.2 10.9 11.1 Eu 0.83 0.99 1.52 1.15 1.52 0.88 1.08 0.86 0.99 1.28 1.27 2.53 2.68 2.67 Gd 3.11 3.68 4.80 4.32 5.38 3.32 3.87 2.95 3.68 4.63 4.79 7.98 8.44 8.58 Tb 0.48 0.57 0.76 0.70 0.87 0.53 0.58 0.45 0.56 0.81 0.84 1.01 1.09 1.11 Dy 2.95 3.50 4.65 4.49 5.13 3.29 3.75 2.76 3.57 5.30 5.46 5.23 5.70 5.80 Ho 0.64 0.77 1.02 0.91 1.06 0.66 0.76 0.53 0.75 1.19 1.23 1.01 1.08 1.10 Er 1.88 2.27 2.87 2.88 3.21 2.10 2.22 1.62 2.24 3.40 3.45 2.53 2.77 2.81 Tm 0.31 0.37 0.46 0.47 0.49 0.34 0.33 0.27 0.36 0.49 0.50 0.34 0.39 0.39 Yb 2.17 2.59 3.08 3.47 3.44 2.40 2.40 2.01 2.56 3.41 3.53 2.27 2.42 2.45 Lu 0.34 0.41 0.47 0.53 0.55 0.36 0.40 0.30 0.41 0.51 0.54 0.33 0.35 0.36 ΣREE 114 133 118 159 178 118 130 109 127 69.4 71.5 222 229 234 ΣLREE 102 119 99.8 141 158 105 116 98 113 49.7 51.1 201 207 212 ΣHREE 11.9 14.2 18.1 17.8 20.1 13.0 14.3 10.9 14.1 19.7 20.3 20.7 22.2 22.6 LREE/HREE 8.58 8.41 5.51 7.97 7.85 8.09 8.10 8.96 8.01 2.52 2.51 9.73 9.29 9.36 (La/Yb)N 7.60 7.42 4.46 6.23 7.09 6.93 7.67 7.84 7.01 1.50 1.50 11.0 10.7 10.8 δEu 0.75 0.76 0.93 0.77 0.79 0.72 0.79 0.83 0.77 0.89 0.87 0.83 0.82 0.81 87Rb/86Sr 0.279712 0.146223 0.098580 87Sr/86Sr 0.704252±3 0.703737±4 0.704210±4 Isr 0.7032 0.7032 0.7039 143Nd/144Nd 0.512959±13 0.512964±11 0.512820±11 εNd(t) +6.97 +7.21 +6.00 fSm/Nd -0.10 -0.12 -0.39 tDM 787 686 539 注：Mg#=100Mg/(Mg+Fetot2+)；δEu={(Eu/0.0735) / [(Sm/0.1950)+(Gd/0.259)]/2}

表 2 华北板块北缘二叠纪火山岩的主量元素(wt%) 和痕量元素(×10-6) 组成 Table 2 Major (wt%) and trace element (×10-6) data for the Permian volcanic rocks in the eastern section of the northern margin of the North China Plate

吉中地区大河深组火山岩的SiO₂=64.9%~75.4%, TiO₂=0.26%~0.61%, Al₂O₃=12.2%~18.8%, 其Mg^#值(=Mg/(Mg+Fe_tot²⁺)) 介于0.21~0.57之间, (Na₂O+K₂O)=5.89%~9.13%, Na₂O/K₂O值介于0.55~1.58之间。从火山岩的全碱-二氧化硅(TAS)(图 5) 和二氧化硅-氧化钾(图 6) 变异图中可以看出, 大河深组火山岩落入粗面英安岩-英安岩-流纹岩区域, 属于中钾-高钾钙碱性系列。珲春关门咀子组火山岩为玄武安山岩, SiO₂=53.4%~53.7%, TiO₂=1.02%~1.09%, Al₂O₃=16.4%~16.8%, MgO=4.24~4.36, Mg^#值为0.46, (Na₂O+K₂O)=3.85%~4.19%, Na₂O/K₂O值介于2.88~4.13之间, 明显具有低钾高铝的特点, 属于中钾钙碱性系列(图 5、图 6)。图们关门咀子组火山岩的SiO₂=48.7%~49.6%, TiO₂=0.98%~1.05%, Al₂O₃=14.3%~14.7%, MgO=8.36%~11.2%, Mg^#=0.64~0.72, (Na₂O+K₂O)=2.55%~3.79%, Na₂O/K₂O值介于1.73~2.54之间, 为玄武岩, 属于中钾-高钾钙碱性系列(图 5、图 6)。

图 5

Fig. 5

图 5 二叠纪火山岩的TAS图(据Middlemost and Eric, 1994) 图中曲线据Irvine and Baragar (1971) Fig. 5 TAS diagram for the Permian volcanic rocks (after Middlemost and Eric, 1994) The boundary line between alkaline and subalkaline series is from Irvine and Baragar (1971)

图 6

Fig. 6

图 6 二叠纪火山岩的硅钾图(据Peccerillo and Taylor, 1976) Fig. 6 SiO2 vs. K2O diagram for the Permian volcanic rocks (after Peccerillo and Taylor, 1976)

二叠纪火山岩的稀土元素球粒陨石标准化图解(图 7) 显示, 大河深组火山岩明显富集轻稀土元素(LREEs)、亏损重稀土元素(HREEs), 稀土元素总量(ΣREE) 介于113.8×10^-6~133.3×10^-6之间, (La/Yb)_N比值介于10.7~11.0, 同时存在微弱的Eu负异常(δEu=0.81~0.83)。在原始地幔标准化痕量元素蛛网图(图 7) 中, 该组火山岩相对富集大离子亲石元素(LILEs), 亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素(HFSEs), 同时还存在Sr和P元素的亏损。珲春关门咀子组玄武安山岩显示出近平行的稀土元素配分曲线, 稀土元素总量较低(ΣREE=69.39×10^-6~71.46×10^-6), 轻重稀土分馏不明显[(La/Yb)_N=1.32~1.50], δEu值介于0.87~1.01之间。该组火山岩也以相对富集LILEs、亏损HFSEs (如Nb、Ta、Ti) 为特征。图们关门咀子组玄武岩相对富集LREEs和LILEs, 亏损HREEs和HFSEs (如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti) 以及P元素, ΣREE=222.0×10^-6~234.1×10^-6, 轻重稀土分异程度大[(La/Yb)_N=7.42~12.92], 具有弱的负Eu异常(δEu=0.75~0.83)。

图 7

Fig. 7

图 7 二叠纪火山岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a, c, e, 标准化值据Boynton, 1984) 和原始地幔标准化痕量元素蛛网图(b, d, f, 标准化值据Sun and Mc Donough, 1989) 图a、b中阴影区范围据李承东等(2007)；图c、d中阴影区范围据Cao et al.(2011)；图e、f中阴影区范围据付长亮(2009)和Cao et al.(2011) Fig. 7 Chondrite-normalized REE patterns (a, c, e, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b, d, f, normalization values after Sun and Mc Donough, 1989) for the Permian volcanic rocks The data after Li et al.(2007) for Fig. 7a, b, after Cao et al.(2011) for Fig. 7c, d, and after Fu (2009) and Cao et al.(2011) for Fig. 7e, f

桦甸常山乡大河深组流纹岩(JH4-1) 中7颗代表其形成时代锆石(279Ma) 的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值介于0.282761~0.282902之间, ε_Hf(t) 值介于+5.34~+10.37之间(表 3、图 8), Hf同位素单阶段模式年龄(t_DM1) 和二阶段模式年龄(t_DM2), 分别变化于509~722Ma和785~1240Ma之间。桦甸北山屯大河深组变质英安岩(JK11-1) 中锆石(293Ma) 的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值为0.282620~0.282773, ε_Hf(t) 值为+0.90~+6.29, t_DM1=678~980Ma, t_DM2=831~1168Ma；流纹岩中锆石(286Ma) 的¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf比值为0.282655~0.282771, ε_Hf(t) 值为+1.45~+5.73, t_DM1=715~909Ma, t_DM2=857~1094Ma。可见, 桦甸大河深组火山岩的锆石ε_Hf(t) 值均大于0, 全部位入球粒陨石演化线和亏损地幔演化线之间, 比延边地区二叠纪花岗岩、闪长岩以及辉长岩的ε_Hf(t) 值(付长亮, 2009；Cao et al., 2011) 相对较低(图 8b), 同时落入了兴蒙造山带东段ε_Hf(t) 值分布范围(图 8a)(Yang et al., 2006), 与中亚造山带显生宙火成岩的Hf同位素特征相一致(Xiao et al., 2004；Chen et al., 2009)。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 华北板块北缘东段二叠纪火山岩中锆石Hf同位素分析结果 Table 3 Zircon Hf isotopic data for the Permian volcanic rocks in the eastern section of the northern margin of the North China Plate 测点号 Age (Ma) 176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf 2σ εHf(0) εHf(t) 2σ tDM1 tDM2 fLu/Hf 常山乡大河深组流纹岩 JH4-1-1 279 0.094413 0.003821 0.282787 0.000051 0.5 5.94 1.8 713 1186 -0.88 JH4-1-3 279 0.046532 0.001925 0.282902 0.000034 4.6 10.37 1.2 509 785 -0.94 JH4-1-5 279 0.057898 0.002300 0.282804 0.000050 1.1 6.82 1.8 658 1106 -0.93 JH4-1-6 279 0.061274 0.002537 0.282763 0.000036 -0.3 5.34 1.3 722 1240 -0.92 JH4-1-9 279 0.045790 0.001900 0.282761 0.000051 -0.4 5.39 1.8 713 1236 -0.94 JH4-1-10 279 0.053767 0.002229 0.282849 0.000030 2.7 8.43 1.1 591 961 -0.93 JH4-1-15 279 0.048619 0.002039 0.282833 0.000021 2.2 7.93 0.7 610 1007 -0.94 JH4-1-2 306 0.053920 0.002222 0.282830 0.000041 2.1 8.34 1.4 618 987 -0.93 JH4-1-4 306 0.071341 0.002946 0.282759 0.000033 -0.5 5.67 1.2 737 1229 -0.91 JH4-1-7 306 0.073255 0.002955 0.282878 0.000052 3.7 9.87 1.8 560 849 -0.91 JH4-1-11 306 0.051952 0.002166 0.282848 0.000044 2.7 8.96 1.6 592 931 -0.93 JH4-1-12 306 0.045503 0.001799 0.282891 0.000026 4.2 10.58 0.9 522 785 -0.95 JH4-1-13 306 0.090378 0.003692 0.282885 0.000046 4.0 9.98 1.6 560 839 -0.89 JH4-1-14 306 0.098535 0.003939 0.282839 0.000027 2.4 8.29 0.9 635 992 -0.88 JH4-1-16 306 0.040951 0.001689 0.282858 0.000044 3.1 9.44 1.5 568 888 -0.95 北山屯大河深组变质英安岩 JK11-1-1 293 0.029644 0.000910 0.282773 0.000011 0.0 6.29 1.1 678 831 -0.97 JK11-1-2 293 0.155366 0.005183 0.282653 0.000031 -4.2 1.21 1.5 955 1113 -0.84 JK11-1-3 293 0.109391 0.003393 0.282660 0.000023 -4.0 1.82 1.4 895 1079 -0.90 JK11-1-4 293 0.114101 0.003293 0.282652 0.000019 -4.2 1.57 1.3 904 1093 -0.90 JK11-1-5 293 0.092381 0.002683 0.282721 0.000012 -1.8 4.10 1.1 788 953 -0.92 JK11-1-6 293 0.091837 0.002903 0.282692 0.000024 -2.8 3.04 1.4 836 1012 -0.91 JK11-1-7 293 0.141656 0.004233 0.282639 0.000058 -4.7 0.90 2.4 950 1130 -0.87 JK11-1-8 293 0.066098 0.001952 0.282725 0.000013 -1.7 4.40 1.2 766 936 -0.94 JK11-1-9 293 0.109033 0.003280 0.282670 0.000018 -3.6 2.20 1.3 877 1058 -0.90 JK11-1-10 293 0.131655 0.004296 0.282620 0.000038 -5.4 0.23 1.8 980 1168 -0.87 JK11-1-11 293 0.111591 0.003314 0.282692 0.000019 -2.8 2.99 1.3 844 1015 -0.90 JK11-1-12 293 0.087757 0.002796 0.282652 0.000038 -4.3 1.65 1.7 893 1089 -0.92 北山屯大河深组流纹岩 JK11-4-1 286 0.117315 0.003531 0.282675 0.000016 -3.4 2.19 1.2 876 1053 -0.89 JK11-4-2 286 0.096131 0.002765 0.282771 0.000025 0.0 5.73 1.4 715 857 -0.92 JK11-4-3 286 0.099652 0.002883 0.282725 0.000015 -1.7 4.07 1.2 786 949 -0.91 JK11-4-4 286 0.067201 0.002000 0.282722 0.000014 -1.8 4.15 1.2 771 945 -0.94 JK11-4-5 286 0.078707 0.002316 0.282704 0.000015 -2.4 3.46 1.2 804 983 -0.93 JK11-4-6 286 0.088011 0.002947 0.282693 0.000019 -2.8 2.94 1.3 835 1012 -0.91 JK11-4-7 286 0.121677 0.003614 0.282655 0.000017 -4.2 1.45 1.3 909 1094 -0.89 JK11-4-8 286 0.069128 0.001953 0.282713 0.000015 -2.1 3.85 1.2 783 961 -0.94 JK11-4-9 286 0.064162 0.001943 0.282709 0.000018 -2.2 3.69 1.3 789 970 -0.94 JK11-4-10 286 0.089836 0.002558 0.282722 0.000015 -1.8 4.04 1.2 783 951 -0.92

表 3 华北板块北缘东段二叠纪火山岩中锆石Hf同位素分析结果 Table 3 Zircon Hf isotopic data for the Permian volcanic rocks in the eastern section of the northern margin of the North China Plate

图 8

Fig. 8

图 8 大河深组火山岩的Hf同位素特征 据Yang et al.(2006) Fig. 8 Zircon Hf isotopic compositions for the volcanic rocks from the Daheshen Formation is after Yang et al.(2006)

珲春关门咀子组玄武安山岩和图们关门咀子组玄武岩的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值(I_Sr) 值分别为0.70316~0.70317和0.70386, ε_Nd(t) 值分别为+6.97~+7.21和+6.01(表 2), 在Sr-Nd同位素图中均落入地幔演化线上及其附近, 具有亏损的源区特征, ε_Nd(t) 值比兴蒙造山带显生宙花岗质岩石的ε_Nd(t) 值偏高(吴福元等, 1999；洪大卫等, 2000；Jahn et al., 2000；Wu et al., 2000, 2003a, b；Xu et al., 2009；Meng et al., 2010), 它们的Nd模式年龄值分别为：686~789Ma和539Ma (图 9), 与延边地区以及兴蒙造山带显生宙火山岩的Hf模式年龄表现出的地壳增生事件相一致(赵全国等, 2005；Zhang et al., 2006；郭锋等, 2007；付长亮, 2009)。

图 9

Fig. 9

图 9 关门咀子组火山岩的Sr-Nd同位素图 兴蒙造山带显生宙花岗岩范围吴福元等(1999) Fig. 9 Sr-Nd isotopic compositions for the volcanic rocks from the Guanmenzuizi Formation The data of the Phanerozoic granitoids within the Xinggan-Mongolia Orogenic Belt after Wu et al.(1999)

前人根据区域地层对比和与其上下层位地层的相对时代以及大河深组灰岩夹层中的古生物化石将吉林中部地区大河深组定为早二叠世(米家榕和刘茂强, 1985；吉林省地质矿产局, 1989；苏养正, 1996；吉林省地质矿产局, 1997；杨宝忠等, 2006), 前人对该组火山岩未进行过相应的年代学研究。延边地区二叠纪地层沉积厚度较大, 分布零散, 并遭受了不同程度的变质和变形作用, 使得研究区二叠纪地层层序划分混乱, 未有确定层序。吉林省1:20万区域地质调查资料中将延吉地区二叠纪含火山岩地层划分为上部的柯岛组和下部的庙岭组, 时代为早二叠世(延吉幅, K-52-X, 吉林省地质矿产局, 1966)；而将珲春地区二叠纪含火山岩地层划分为上部的庙岭组和下部的柯岛组, 时代定为早二叠世(珲春幅, K-52-XI, 吉林省地质矿产局, 1983)。吉林省1:25万区域地质调查资料中将该组地层重新命名为关门咀子组, 将其时代归为中二叠世。由此可见, 上述二叠纪火山岩地层划分之混乱的原因是缺乏精确的年代学研究。

从所研究的大河深组、关门咀子组火山岩中锆石的结构和Th/U比值来看, 它们均为岩浆成因, 因此所测定的年龄应代表火山岩的形成时代。桦甸市常山乡大河深组流纹岩形成于279Ma, 北山屯大河深组变质英安岩和流纹岩分别形成于293Ma和286Ma, 均为早二叠世早期, 表明大河深组火山岩的形成时代与米家榕和刘茂强(1985)研究认为的大河深组生物地层时代以及前人的地层层序划分一致。吉林永吉县头道沟超基性岩中282Ma捕获锆石的存在(作者, 未发表资料) 和呼兰群碎屑锆石中早二叠世(287Ma) 岩浆事件的存在(Wu et al., 2007) 也都进一步印证了吉林中部地区存在早二叠世岩浆事件。

珲春关门咀子组玄武安山岩的形成时代为275±7Ma, 为早二叠世, 与该期岩浆事件相一致的还有珲春小西南岔前山辉长岩(282±2Ma, Cao et al., 2011)、珲春小西南岔侵入五道沟群的辉长岩脉(270±10Ma, 赵庆英等, 2008)、小西南岔五道沟群变质英安岩(274±7Ma, 于介江等, 2008) 的形成时代。图们关门咀子组玄武岩的形成时代为250±5Ma, 为晚二叠世, 与珲春小西南岔五道沟闪长岩(255Ma, Cao et al., 2011)、珲春小西南岔英云闪长岩(256Ma) 和花岗闪长岩(252Ma)(付长亮, 2009) 和汪清南丰里英云闪长岩(257.3Ma, 张炯飞和祝洪臣, 2000) 的形成时代一致。此外, 在华北板块北缘的吉中地区也发育有晚二叠世的岩浆事件, 如色洛河组252Ma的高镁安山岩(李承东等, 2007)、磐石县八道河子镇256Ma的二长花岗岩(作者, 未发表资料) 和呼兰群碎屑锆石中晚二叠世(250Ma) 岩浆事件(Wu et al., 2007)。

综合上述定年结果, 可以确定在华北板块北缘东段的吉中地区和延吉地区存在早二叠世和晚二叠世两期岩浆事件。

吉中地区大河深组火山岩均具有较高的SiO₂含量, Mg^#值较低, 明显富集LREEs和LILEs、亏损HFSEs (Nb、Ta、Ti) 以及P元素, 这些特征显示其原始岩浆应为地壳物质的部分熔融而成。同时大河深组火山岩显示出微弱的负Eu异常, 明显不同于幔源型酸性岩石具有强烈的负Eu异常特征(杨学明等, 2000), 进一步表明了它们的地壳来源属性。大河深组火山岩中结晶锆石的ε_Hf(t) 值全部为正值, Hf同位素二阶段模式年龄值均为中-新元古代, 暗示其原始岩浆起源于中-新元古代增生的亏损玄武质下地壳的部分熔融。但是, 与南部——更靠近华北克拉通的北山屯大河深组火山岩相比, 位于北部常山乡大河深组火山岩中锆石的ε_Hf(t) 值整体偏高, 表明南部北山屯大河深组火山岩的岩浆源区可能存在少量古老地壳物质的涉入。吉中地区大河深组火山岩中锆石所显示的中-新元古代Hf同位素模式年龄, 表明该区中-新元古代地壳增生作用的存在, 这与兴蒙造山带显生宙大规模的地壳增生事件相一致(吴福元等, 1999；洪大卫等, 2000)。

珲春关门咀子组玄武安山岩相对富集LILEs、亏损HFSEs (如：Nb、Ta、Ti), 具有较低的稀土元素总量, 以及较平坦的稀土配分型式, 显示出岛弧火山岩的地球化学属性(李昌年, 1992；张旗等, 1999)。同时该玄武安山岩与珲春小西南岔地区的同时代前山辉长岩体(281Ma, Cao et al., 2011) 产出位置相近, 二者显示出相似的地球化学特征(图 7c, d), 表明它们应形成于相同的构造环境。综合关门咀子组玄武安山岩和同时代辉长岩的地球化学属性, 结合其较高的ε_Nd(t) 值(+6.97~+7.21), 可以判定珲春关门咀子组玄武安山岩的原始岩浆应起源于受俯冲板片脱水熔融交代的亏损地幔楔的部分熔融。

图们关门咀子组玄武岩贫硅富镁以及高Cr (567×10^-6~625×10^-6)、Ni (236×10^-6~238×10^-6)、Sc (28.2×10^-6~30.7×10^-6) 和Co (34.9×10^-6~54.0×10^-6) 的地球化学属性, 表明其具有幔源原始岩浆的属性(Frey and Prinz, 1978)。此外, 该组玄武岩富集LREEs和LILEs, 亏损HREEs和HFSEs (如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti) 以及P元素, 具有火山弧环境玄武岩的地球化学属性(Ellam and Hawkesworth, 1988), 暗示其形成于活动陆缘的构造背景, 结合其较高的ε_Nd(t) 值(+6.01), 显示其原始岩浆应起源于亏损的岩石圈地幔。综上所述, 可以判定图们关门咀子组玄武岩的原始岩浆应起源于受俯冲板片脱水熔融交代的亏损地幔楔。

吉中地区早二叠世大河深组火山岩为流纹岩-英安岩-粗面英安岩组合, 属于中钾-高钾钙碱性系列, 显示活动大陆边缘的构造背景, 这与由浅海相中酸性火山岩建造、陆源碎屑岩建造以及碳酸盐岩建造所反映的活动大陆边缘的构造背景相吻合(吉林省地质矿产局, 1989)。此外, 结合该区色洛河组晚二叠世高镁安山岩的存在——形成于板块消减带的构造背景(李承东等, 2007), 可以得出, 在早二叠世-晚二叠世期间, 吉中地区存在古亚洲洋大洋板片向南的俯冲作用。同时揭示华北板块北缘的吉中地区, 二叠纪期间不是如前人所认为的处于被动大陆边缘(Jia et al., 2004), 而是处于活动大陆边缘的构造背景。

珲春早二叠世关门咀子组玄武安山岩与小西南岔地区同时代的前山辉长岩体具有相似的地球化学特征——显示低钾拉斑系列-中钾钙碱性系列(图 5、图 6), 相对富集LILEs、亏损HFSEs (如：Nb、Ta、Ti), 具有较低的稀土元素总量, 以及较平坦的稀土配分型式, 且以低K高Al为特征(Cao et al., 2011, 图 7c, d), 这与岛弧环境火成岩的地球化学属性相类似——即该期火成岩形成于岛弧的构造背景, 这一认识也得到了岩相古地理资料的支持。张炯飞(1997)总结出早二叠世兴凯地块西南缘活动大陆边缘带保留有形成于海沟环境的浊积岩建造、滑塌堆积和增生时形成的蛇绿混杂堆积及形成于岛弧环境中的火山岩和花岗岩(张允平和张炯飞, 1994；张炯飞和张允平, 1995；邵济安等, 1995；唐克东等, 1995)；文琼英等(1996)也提出早二叠世晚期吉黑地区处于有火山岛链的活动大陆边缘；Jia et al.(2004)、唐克东和赵爱林(2007)相继指出二叠纪兴凯地块西南缘处于活动大陆边缘, 并发育岛弧岩浆活动。

图们晚二叠世关门咀子组玄武岩显示出活动大陆边缘火山岩的地球化学属性(Kelemen et al., 2003), 与该区早二叠世火成岩相比, 明显富集LREEs和LILEs, HREEs和HFSEs亏损程度更高, 同时具有较低的Al₂O₃含量和较高的K₂O/Na₂O比值。上述认识也得到了珲春地区同时代闪长岩(Cao et al., 2011)、英云闪长岩和花岗闪长岩(付长亮, 2009) 组成的一套中钾-高钾钙碱性岩石组合反映的活动大陆边缘环境所证实。此外, 晚二叠世期间, 兴凯地块西部边缘发育有大量磨拉石建造及海陆交互相、陆相火山碎屑岩(张炯飞, 1997；Jia et al., 2004), 反映了典型的活动陆缘火山-碎屑岩建造和磨拉石建造, 说明该区晚二叠世处于俯冲阶段末期的活动大陆边缘环境。

综上所述, 可以认为华北板块北缘吉中地区早二叠世处于古亚洲洋板块的俯冲作用之下, 该区处于活动大陆边缘的构造环境。而东部兴凯地块西南缘, 早二叠世处于古亚洲洋板块俯冲作用早期, 并发育有岛弧；晚二叠世古亚洲洋的持续俯冲不仅导致了早期的弧-陆碰撞(Cao et al., 2011), 而且形成了具有活动大陆边缘性质的晚二叠世岩浆作用。这与二叠纪整个东北地区的地球动力学背景主要表现为古亚洲洋的闭合是一致的(Li, 2006；杨宝忠等, 2006)。

基于华北板块北缘东段吉中地区和延吉地区二叠纪火山岩的锆石U-Pb年代学和Hf同位素、岩石地球化学以及Sr-Nd同位素分析, 结合区域构造演化历史, 可以得出以下认识：

(1) 吉中地区大河深组火山岩均形成于早二叠世(279±3Ma~293±3Ma), 珲春关门咀子组玄武安山岩形成于早二叠世(275±7Ma), 而图们关门咀子组玄武岩形成于晚二叠世(250±5Ma)。

(2) 吉中地区大河深组火山岩形成于活动大陆边缘的构造背景, 岩浆来源于中-新元古代增生的玄武质下地壳的部分熔融；延吉地区早二叠世玄武安山岩显示出岛弧火山岩的地球化学特征, 其原始岩浆应起源于受俯冲板片脱水熔融交代的亏损地幔楔；而晚二叠世玄武岩形成于活动陆缘的构造背景, 岩浆起源于受俯冲板片脱水熔融交代的亏损地幔楔。

(3) 早二叠世至晚二叠世期间, 华北板块北缘和兴凯地块西南缘均处于古亚洲洋板块的俯冲作用之下。