甘肅柳園地區(qū)晚三疊世輝綠巖脈年代學(xué)和地球化學(xué)研究及其對北山造山帶早中生代構(gòu)造演化的指示

孫海瑞 呂志成 于曉飛 李永勝 杜澤忠 呂鑫 杜軼倫 公凡影

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心，北京 1000372. 自然資源部礦產(chǎn)勘查技術(shù)指導(dǎo)中心，北京 1000831.

位于東歐板塊、西伯利亞板塊、華北板塊和塔里木板塊之間的中亞造山帶是古亞洲洋長期俯沖消減的結(jié)果(圖1a)(Jahnetal., 2000; Songetal., 2013; Han and Zhao, 2018; Xiaoetal., 2018)，為探討大陸增生-改造過程與成礦作用提供了天然實驗室(肖文交等, 2008)。

圖1 中亞造山帶構(gòu)造位置圖(a, 據(jù)He et al., 2018)、北山造山帶構(gòu)造簡圖 (b, 據(jù)Zhang et al., 2015)及柳園東北部地區(qū)地質(zhì)簡圖(c)Fig.1 Simplified tectonic map of Central Asian Orogenic Belt (a), simplified tectonic map of Beishan Orogenic Belt (b) and sketch geological map of the northeastern Liuyuan area (c)

甘肅北山地區(qū)位于中亞造山帶中段南緣，其西側(cè)以星星峽斷裂為界與東天山毗鄰，東側(cè)以阿爾金斷裂為界與阿拉善相鄰，其特殊的構(gòu)造位置、復(fù)雜的物質(zhì)組成和強烈的構(gòu)造、巖漿活動，一直受到地質(zhì)學(xué)界的廣泛關(guān)注，對該區(qū)構(gòu)造、巖漿作用的研究為全面剖析中亞造山帶的演化過程發(fā)揮了重要作用(許志琴和楊經(jīng)綏, 1999；蔡志慧等, 2012；Lietal., 2013；Wangetal., 2017；過磊等, 2018)。此外，甘肅北山地區(qū)也是我國北方重要的銅、鉬、金、鐵多金屬成礦帶之一，區(qū)內(nèi)許多金礦床和多金屬礦床與三疊紀構(gòu)造-巖漿作用存在密切的時空關(guān)系(江思宏等, 2001；王濤等, 2008；李舢等, 2010；彭振安等, 2010；苗來成等, 2014；過磊等, 2018)。因此，前人對該區(qū)三疊紀花崗質(zhì)侵入巖的巖石學(xué)、年代學(xué)和地球化學(xué)開展了大量研究工作(Lietal., 2012；朱江等, 2013, 2015；Zhengetal., 2014；Wangetal., 2017)，但對輝綠巖等基性巖體(脈)的關(guān)注很少(劉暢等, 2006)。輝綠巖墻是軟流圈或巖石圈地幔巖漿侵入的產(chǎn)物，也是巖石圈伸展作用和構(gòu)造-巖漿活動的重要標志，因此，其研究對于查明三疊紀構(gòu)造、巖漿、成礦作用發(fā)生時的構(gòu)造環(huán)境至關(guān)重要(Halls, 1982; 邵濟安和張履橋, 2002)。

基于甘肅北山花牛山-柳園地區(qū)1:50000礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查巖脈填圖成果，本文以柳園地區(qū)輝綠巖脈為研究對象，系統(tǒng)開展了巖石學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)、Hf同位素示蹤及巖石地球化學(xué)研究，探討其形成的時代、成因機制和構(gòu)造環(huán)境，從而為北山三疊紀構(gòu)造、巖漿、成礦作用的系統(tǒng)研究提供更多證據(jù)。

圖2 柳園輝綠巖脈露頭、樣品及鏡下照片(a)輝綠巖脈穿插于中石炭世似斑狀花崗巖；(b)輝綠巖脈標本照片；(c、d)顯微鏡下輝綠巖顯示輝石和斜長石都遭受較強蝕變Fig.2 The field outcrops and microphotographs of Liuyuan diabase dikes(a) the diabase dyke cross-cutting the Mid-Carboniferous porphyritic granite; (b) photograph of diabase sample; (c, d) microphotographs of altered diabase

1 區(qū)域地質(zhì)背景

北山南部位于中亞造山帶的中段南緣，包括紅柳河-牛圈子-洗腸井蛇綠混雜巖帶以南至敦煌地塊北緣的區(qū)域，其形成與敦煌地體、花牛山地體以及古亞洲洋南部復(fù)雜增生體俯沖碰撞有關(guān)(圖1a)。貫穿研究區(qū)的四條斷裂帶自北向南分別是紅石山、星星峽-石板井、紅柳河-洗腸井和柳園斷裂(圖1b)，這四條斷裂可能分別代表了分隔西伯利亞板塊、哈薩克斯坦板塊和塔里木板塊的古洋盆，前人稱其為“蛇綠混雜巖帶” (左國朝等, 2003; Xiaoetal., 2010)。區(qū)內(nèi)斷裂主要呈北西西、近東西和北東走向。晚石炭世至早-中二疊世的地層均有分布，由西往東沿獨山-紅柳園-后紅泉-野馬井一線廣泛分布，地層由老至新分別是干泉組、雙堡塘組、菊石灘組、金塔組(甘肅省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1997)。干泉組下部由礫巖、砂巖和泥巖組成，局部出現(xiàn)生物碎屑灰?guī)r；其上部主要由火山巖組成，如玄武巖、英安巖和流紋巖等，同位素年代學(xué)研究認為干泉組形成時代可能延續(xù)至早二疊世早期(盧進才等, 2013)，主要分布在黑尖山、三個井以西和金塔縣玉石山以東。其底界與石板山組呈整合接觸，頂界與上覆雙堡塘組地層為不整合接觸(江思宏, 2004)。下-中二疊統(tǒng)由雙堡塘組、菊石灘組和金塔組組成，其中雙堡塘組以粗碎屑巖為主，菊石灘組以細碎屑巖為主，金塔組以火山巖為主，下部由基性火山巖夾細碎屑沉積巖組成，上部以塊狀-枕狀熔巖為主偶夾硅質(zhì)板巖，三者之間為整合接觸，均為海相沉積 (甘肅省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1997)。上二疊統(tǒng)不整合于下-中二疊統(tǒng)之上，由紅巖井組和方山口組構(gòu)成，主要為陸相碎屑巖和火山巖，其中紅巖井組以礫巖、砂巖和炭質(zhì)泥頁巖為主；方山口組以酸性火山巖為主，含砂巖和凝灰質(zhì)砂巖夾層(牛亞卓等, 2018)。區(qū)內(nèi)巖漿活動強烈，以規(guī)模巨大、呈復(fù)式巖基存在的古生代侵入巖最為發(fā)育(江思宏和聶鳳軍, 2006；Lietal., 2012, 2013)。此外，巖脈廣泛出露，以中-酸性、基性為主，脈體走向以北東向和近東西向最為發(fā)育(圖1c)。單個脈體長數(shù)百米至千余米不等，傾角多在45°～70°之間，局部近直立(圖2a)。

研究區(qū)位于紅柳河-洗腸井蛇綠混雜巖帶與柳園蛇綠混雜巖帶之間(圖1b，c)。本次研究的輝綠巖樣品采自柳園鎮(zhèn)北東約30km左右的巖脈，其圍巖為中石炭世似斑狀花崗巖，脈寬3～5m，延長大于400m，走向近70°。輝綠巖風化面深褐色、新鮮面灰黑色-墨綠色，暗色礦物主要為輝石和少量黑云母，其中大部分已蝕變?yōu)榫G泥石、纖閃石等；透明礦物為斜長石，也發(fā)生明顯絹云母化蝕變(圖2b-d)。

2 樣品分析方法

2.1 鋯石U-Pb和Hf同位素分析

輝綠巖的鋯石分選在首鋼地質(zhì)勘查院進行。機械性粉碎含有鋯石的巖石樣品至80目，重力磁力分選后利用雙目鏡把鋯石顆粒挑出。挑選出的鋯石樣品在北京鋯年領(lǐng)航科技有限公司完成制靶和陰極發(fā)光照相。在雙目鏡下，選擇透明、無包裹體、無裂隙、晶型好、顆粒較大的鋯石單礦物粘在雙面膠上，利用無色透明的環(huán)氧樹脂固定，待環(huán)氧樹脂固化后，將鋯石拋光，使其內(nèi)部結(jié)構(gòu)剖面充分暴露。完成制靶后，對樣品進行陰極發(fā)光圖像(CL)的采集，以便觀察鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)，幫助選擇適宜的測試點位。

單顆粒鋯石LA-ICP-MS原位U-Pb同位素分析在北京燕都中實測試技術(shù)有限公司完成。激光剝蝕系統(tǒng)為NWR193(Elemental Scientific Lasers LLC)，ICP-MS為德國耶拿M90。測試過程中激光斑束選擇25μm，激光脈沖為8Hz，能量密度為4J/cm2。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，二者在進入ICP之前通過一個Y型接頭混合。每個時間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30s的空白信號和50s的樣品信號。本次測試91500及Plesovice標樣均符合推薦值(Wiedenbecketal., 1995；Slámaetal., 2008)。對分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年齡計算)采用軟件ZSkits完成。鋯石的諧和圖以及年齡頻率圖用Isoplot(version 3.0)繪制。年輕的鋯石(<1Ga)采用206Pb/238U年齡。同位素比值及年齡誤差均為1σ。

在完成上述鋯石U-Pb同位素分析之后，對所測試鋯石進行原位Hf同位素分析。Hf同位素測試位置與U-Pb定年點位相同或靠近。鋯石原位Lu-Hf同位素分析在北京燕都中實測試技術(shù)有限公司使用美國熱電Nepture-plus MC-ICP-MS與NWR193激光剝蝕進樣系統(tǒng)完成。測試步驟與校準方法參照Wuetal. (2006)。鋯石剝蝕使用脈沖頻率為8Hz，斑束直徑為45μm，能量密度為10J/cm2的激光剝蝕31s。Hf同位素模式年齡的計算公式與計算過程中各種參數(shù)的選擇可以參考相關(guān)文獻Blichert-Toft and Albarède(1997)和Griffinetal.(2000)。

表1 柳園輝綠巖脈鋯石LA-ICPMS U-Pb分析數(shù)據(jù)

圖3 柳園輝綠巖鋯石CL圖像紅色圓圈代表鋯石U-Pb測年位置，黃色圓圈代表Hf同位素分析位置Fig.3 Cathodoluminescence images for zircons of the Liuyuan diabase dykeThe red and yellow circles represent the location of zircon U-Pb and Hf isotopic analysis, respectively

圖4 柳園輝綠巖脈鋯石U-Pb年齡圖解Fig.4 Concordia and weighted mean ages of the Liuyuan diabase dyke

圖5 柳園輝綠巖脈Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001圖解(a，底圖據(jù)Winchester and Floyd, 1977)和SiO2-FeOT/MgO圖解(b，底圖據(jù)Miyashiro, 1974)Fig.5 Whole rock Nb/Y vs. Zr/TiO2×0.0001 (a, after Winchester and Floyd, 1977) and SiO2 vs. FeOT/MgO (b, after Miyashiro, 1974) diagrams of the Liuyuan diabase dyke

2.2 主量、微量元素分析

硅酸鹽全分析在北京燕都中實測試技術(shù)有限公司完成。首先將巖石粗碎至厘米級的塊體，選取肉眼觀察無蝕變及脈體穿插的新鮮樣品用純化水沖洗干凈，烘干并粉碎至200目以備測試使用。主量元素測試首先將粉末樣品稱量后加入Li2B4O7(1:8)助熔劑混合，并使用融樣機加熱至1150℃使其在金鉑坩堝中熔融成均一玻璃片體，后使用XRF(Zetium, PANalytical)測試。測試結(jié)果保證數(shù)據(jù)誤差小于1%。微量元素測試將200目粉末樣品稱量后置放入聚四氟乙烯溶樣罐，然后加入HF+HNO3，在干燥箱中將的高壓消解罐保持在190℃溫度72h，后取出經(jīng)過趕酸并將溶液定容為稀溶液上機測試。測試使用ICP-MS(M90，analytikjena)完成，所測數(shù)據(jù)根據(jù)監(jiān)控標樣GSR-2顯示誤差小于5%，部分揮發(fā)性元素及極低含量元素的分析誤差小于10%。

3 分析結(jié)果

3.1 LA-ICPMS鋯石U-Pb定年

本次測試所選的北山輝綠巖(樣品TW6241-2)鋯石U-Pb分析結(jié)果剔除了部分普通鉛丟失嚴重及諧和度低(<90%)的測試數(shù)據(jù)，有效鋯石U-Pb數(shù)據(jù)為15 組(表1)。鋯石CL 圖像顯示鋯石結(jié)晶均較好，呈短柱狀晶形，自形程度較高，長度一般在100～200μm，長寬比2:1.5～2:1，具典型的巖漿震蕩環(huán)帶，為巖漿成因鋯石(圖3)。

鋯石U-Pb分析結(jié)果顯示，其U和Th含量變化較大，U含量為149×10-6～671×10-6，Th含量為217×10-6～618×10-6，Th/U比值分布比較均衡，為0.72～1.46，平均為1.04。鋯石206Pb/238U年齡介于226～230Ma之間(圖4)，其分布較為集中，加權(quán)平均年齡為227.5±1.4Ma(MSWD=0.075)，即晚三疊世，代表輝綠脈成巖年齡。

3.2 主量元素特征

本次采集甘肅北山柳園鎮(zhèn)東北部輝綠巖脈的巖石化學(xué)分析結(jié)果見表2。輝綠巖的SiO2含量為43.76%～46.93%，K2O+Na2O為2.86%～3.56%，Na2O>K2O(CLS17-7出現(xiàn)K2O>Na2O，可能與蝕變有關(guān))，TiO2含量為1.22%～1.46%，Al2O3含量為15.71%～16.15%， Fe2O3T含量為8.49%～9.77%，MgO 含量為6.79%～9.65%，CaO含量 為10.24%～10.83%，P2O5含量為0.14%。計算得出Mg#值為65～70。在Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001圖解上(圖5a)，表現(xiàn)為亞堿性，在SiO2-FeOT/MgO圖解上表現(xiàn)為拉斑質(zhì)(圖5b)。

表2 柳園輝綠巖脈全巖主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析結(jié)果

表3 柳園輝綠巖脈鋯石Hf同位素分析結(jié)果

3.3 微量元素特征

輝綠巖的微量元素分析結(jié)果見表2，其稀土元素總量相對較低，ΣREE為56.6×10-6～61.3×10-6，ΣLREE/ΣHREE比值為2.33～2.74，δEu值為1.04～1.08，具弱的Eu正異常。(La/Yb)N比值為1.42～1.94，球粒隕石標準化稀土元素配分模式為輕稀土略富集的平坦型曲線，表明輝綠巖稀土元素的分餾程度不高(圖6a)。原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖顯示，輝綠巖具有明顯的Nb、Ta負異常和Zr、Hf正異常(圖6b)。整體看，輝綠巖在稀土元素和微量元素曲線均位于MORB和OIB之間，并于典型島弧玄武巖有一定相似性。其中，與MORB相比，重稀土相似，輕稀土略富集，Nb、Ta、Zr、Hf等元素異常特征均存在一定差異(圖6a, b)，整體與OIB微量元素曲線存在較大差異。

圖6 柳園輝綠巖脈球粒隕石標準化稀土元素配分圖解(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)球粒隕石、原始地幔、MORB、OIB值引自Sun and Mcdonough (1989)，IAB數(shù)據(jù)引自George et al. (2003)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle normalized trace element spider diagrams (b) of the Liuyuan diabase dykeData of chondrite, primitive-mantle, MORB and OIB are cited from Sun and Mcdonough (1989); data of IAB are cited from George et al. (2003)

3.4 鋯石Hf同位素

對已獲得LA-ICPMS鋯石U-Pb 年齡的15個鋯石顆粒進行Hf同位素分析，分析結(jié)果見表3。Hf同位素分析結(jié)果顯示，鋯石初始(176Hf/177Hf)i值為0.2825760～0.2827496，fLu/Hf值為-0.97～-0.94，變化范圍不大，顯示出較為均一的特征；以成巖年齡227Ma 計算，計算得出的εHf(t) 值為-2.21～+4.02，平均值為+1.08；一階段Hf 模式年齡(tDM1)為718～975Ma，二階段Hf 模式年齡(tDM2)值為852～1169Ma。

圖7 甘肅柳園地區(qū)Nb/Yb-Th/Yb判別圖解(底圖據(jù)Pearce, 2008, 2014)Fig.7 Nb/Yb vs. Th/Yb diagram of Liuyuan diabase dykes (base map after Pearce, 2008, 2014)

4 討論

4.1 源區(qū)性質(zhì)及巖石成因

基性巖墻(床)群是基性巖漿沿先存裂隙快速侵位的結(jié)果，與圍巖交代作用很弱，因此，地殼混染不是影響其巖石化學(xué)特征的主要機制。受后期蝕變影響較小的高場強元素(Ti、Zr、Y、Nb、Ta、Hf、Th)和稀土元素等不活潑元素的地球化學(xué)特征可以反映巖漿源區(qū)的性質(zhì)，微量元素比值可以有效示蹤巖漿過程的元素分異，并為巖漿成因提供有效信息(Weaver, 1991)。通常沒有受過地殼混染的大陸玄武巖以(Th/Nb)Nl為特征，而經(jīng)受大陸地殼混染后，會造成(Th/Nb)N>l和Nb/La<1(Zengetal., 2015)。前人研究發(fā)現(xiàn)，大洋玄武巖Nb/U平均比值為52±15(Hofmannetal., 1986)，而地殼的比值較低，約為6.2(Rudnick and Gao, 2003)，低的Nb/U比值可以反映地殼的同化混染。本文研究輝綠巖(Th/Nb)N值為0.99～2.94(>1)，Nb/La比值為0.25～0.31(<1)，同時具有極低的Nb/U比值(3.73～6.51)、明顯的Nb、Ta負異常、較低的Nb/Ta比值(13.7～14.8)等證據(jù)，均表明可能受到地殼混染或源區(qū)遭受了俯沖組分的改造(Weaver, 1991；趙振華等, 2008)。值得注意的是，如果巖漿上升過程存在殼源物質(zhì)的混染，La/Nb和Th/Nb比值會存在一定變化(Hawkesworthetal., 1995)，也會導(dǎo)致Zr和Hf 的虧損特征(Sun and McDonough, 1989。反觀本文輝綠巖La/Nb(3.19～3.96)和Th/Nb(0.19～0.51)比值幾乎一致，并且具有Zr和Hf正異常特征(Huietal., 2020)。另外，殼源物質(zhì)混染也不能解釋本文如此低的Nb/U比值(3.73～6.51)。因此，我們認為巖漿侵位過程殼源物質(zhì)的混染并不是很強。

圖8 甘肅北山地區(qū)280～220Ma花崗巖和基性-超基性巖體(脈)鋯石Hf 同位素圖解數(shù)據(jù)來自Su et al. (2011)、張文等(2011)、李舢(2013)、鄭榮國等(2016)、李增達(2018)和本文Fig.8 Zircon Hf isotopic data of granitic and basic-ultrabasic intrusions with age of 280～220MaThe Hf isotopic data from Su et al. (2011), Zhang et al. (2011)，Li et al. (2013), Zheng et al. (2016), Li et al. (2018) and this paper

本文研究的輝綠巖脈的微量元素、稀土元素曲線主要介于N-MORB和OIB稀土元素曲線之間。值得注意的是，輝綠巖脈(La/Sm)PM比值(0.95～1.28)明顯低于OIB的比值(2.39)(Sun and McDonough, 1989)，且HREE相對平坦，并具有明顯的Nb和Ta負異常，因此排除了來自O(shè)IB類似巖漿源區(qū)的可能。較低的Nb/Yb元素比值(圖7)以及本文輝綠巖和鄰區(qū)同期中-酸性花崗巖巖均具有較高的εHf(t)值(圖8)，說明鎂鐵質(zhì)巖漿主要來自虧損的軟流圈地幔。Pearce (2008)指出，來自地幔的巖漿在到受俯沖相關(guān)流體和熔體的影響時，其Th/Yb比值會高于MORB和OIB曲線。Nb/Yb-Th/Yb圖解上所有樣品均位于N-MORB正上方(圖7)，說明存在俯沖物質(zhì)的參與，這也可能導(dǎo)致了本文輝綠巖具有極低的Nb/U比值(3.73～6.51)特征。此外，本文輝綠巖具有較低的Th/U比值(0.69～3.29)和La/Nb比值(3.19～3.96)與島弧有關(guān)玄武巖(Th/U=2.4±0.8，La/Nb>3)相近(Pearce, 1982; Wilson, 2007)，彼此的一些微量元素分布特征也有相似之處(圖6b)，推測源區(qū)存在俯沖物質(zhì)的參與。盡管輝綠巖在Ti-Sm-V圖解(圖9a)和Zr-Zr/Y圖解(圖9b)均落于MORB區(qū)域內(nèi)，但考慮到其微量元素組成與典型島弧玄武巖和N-MORB均存在一定差別，而且區(qū)內(nèi)同期沒有典型洋中脊及島弧特征巖石發(fā)育，因此，該輝綠巖更可能源于受俯沖作用改造的虧損軟流圈地幔的部分熔融，此幔源熔體在上升過程中與大陸巖石圈發(fā)生相互作用，導(dǎo)致少量殼源物質(zhì)的混染，表明三疊紀時柳園地區(qū)應(yīng)處于軟流圈上隆的巖石圈伸展構(gòu)造背景。

圖9 北山柳園地區(qū)輝綠巖脈構(gòu)造環(huán)境判別圖解(a)Ti-Zr-Y圖解(Pearce and Norry, 1979);(b)Zr-Zr/Y圖解 (底圖據(jù)Pearce and Norry, 1979). A-鈣堿性玄武巖；B-洋中脊玄武巖+島弧拉斑玄武巖+鈣堿性玄武巖；C-島弧拉斑玄武巖；D-板內(nèi)玄武巖；WPB-板內(nèi)玄武巖；MORB-洋中脊玄武巖；IAB-島弧玄武巖Fig.9 Tectonic discriminative diagrams for the Liuyuan diabase dykes

一般而言，低的La/Yb，La/Sm、Dy/Yb和Sm/Yb比值說明存在較大程度的部分熔融或熔融發(fā)生在尖晶石穩(wěn)定區(qū)域，而較高的比值反應(yīng)的是較低程度的部分熔融或以石榴石為主要殘留礦物的部分熔融(Aldanmazetal., 2000；Yangetal., 2007)。本文分析結(jié)果顯示，研究區(qū)輝綠巖具有較低的La/Yb(1.98～2.71)，La/Sm(1.46～1.97)、Dy/Yb(1.81～1.89)和Sm/Yb(1.36～1.37)比值，說明輝綠巖可能形成于地幔源區(qū)的較高程度部分熔融或熔融發(fā)生在尖晶石穩(wěn)定區(qū)域。

4.2 構(gòu)造環(huán)境分析

古亞洲洋位于西伯利亞地臺和華北地臺之間，其展布具有復(fù)雜的多島洋特點(Suetal., 2011；Songetal., 2013, 2016；Heetal., 2018; Xiaoetal., 2018；Liuetal., 2019)。關(guān)于其最終閉合的形式已有共識，多認為大洋自西向東呈“剪刀”式閉合，西部地區(qū)閉合較早，于二疊紀時期已基本結(jié)束; 東部地區(qū)閉合較晚，可能持續(xù)到中三疊世(李錦軼等, 2006, 2009)。但是，關(guān)于古亞洲洋中南段閉合的時限仍爭議較大，主要存在泥盆紀(左國朝等, 1990；Niuetal., 2018)、石炭紀(聶鳳軍等, 2002)、二疊紀(Xiaoetal., 2010；Wangetal., 2017)和早-中三疊世(Heetal., 2018; Xiaoetal., 2018)等四種不同認識。由于北山地區(qū)三疊紀沉積記錄的缺失，目前對于北山地區(qū)三疊紀構(gòu)造環(huán)境的研究較為局限，主要集中在同期巖漿巖的研究，且以中-酸性巖體為主。另外，本文統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，自～280Ma至～220Ma，北山南部中-酸性侵入巖鋯石εHf(t)值具有先降后升的變化趨勢(圖8b)。與中-酸性侵入巖不同，同期基性-超基性巖鋯石εHf(t)值呈逐漸降低走勢(圖8c)。Hf同位素的這種變化特征，很可能與早二疊世-晚三疊世北山地區(qū)構(gòu)造環(huán)境演化有密切聯(lián)系。因此，為了全面的認識北山地區(qū)晚三疊世構(gòu)造環(huán)境，本文將從二疊紀至三疊紀的時間跨度，以更全面的視角來審視晚三疊世北山南部的構(gòu)造環(huán)境特征。

在地層巖石特征方面，柳園地區(qū)二疊紀玄武巖底部碎屑巖向上粒度變細，之后盆地水下火山活動及伴隨的碳酸巖質(zhì)和泥質(zhì)沉積物的沉積形成了含有火山巖和沉積巖的熔積巖建造，說明北山地區(qū)在早二疊世局部處于伸展的裂谷盆地環(huán)境(Chenetal., 2016)。而北山南帶二疊紀地層除金塔組海水較深外其余均以濱淺海相沉積為主，并且紅柳河組、紅巖井組、方山口組中均含有植物化石，說明二疊紀北山南部水體總體較淺，多數(shù)處于淺海陸緣，未發(fā)育洋盆(Chenetal., 2016；彭海練等, 2018)。地球化學(xué)特征顯示出，北山南帶柳園地區(qū)二疊紀火山巖和碎屑巖具有明顯俯沖帶巖石特征(宋東方等, 2018)，柳園地區(qū)蛇綠巖中二疊紀鎂鐵質(zhì)巖石相對富集Th，而虧損Nb、Ta、Ti和變化較大的初始Sr同位素比值，與俯沖背景下巖石圈來源熔體或流體的交代特征相一致(Maoetal., 2012)。此外，柳園和黑山口地區(qū)二疊紀火山碎屑砂巖物源分別來源于中性-鎂鐵質(zhì)和中-酸性源巖，形成于大洋島弧和安第斯型活動大陸邊緣，說明在早二疊世北山地區(qū)大洋俯沖作用仍然存在，Guoetal. (2012)在此基礎(chǔ)上提出了雙向俯沖模式?；诔练e作用、構(gòu)造變形及年代學(xué)的研究，Songetal. (2016)也提出，北山南帶在早二疊世仍處于島弧或活動陸緣環(huán)境。此外，研究區(qū)及鄰區(qū)近東西向展布的～280Ma鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)侵入巖具有明顯的俯沖帶巖石地球化學(xué)特征(Aoetal., 2010; Suetal., 2011; Zhangetal., 2015)，而且沿該方向分布有高鉀和富堿花崗質(zhì)巖石及一系列表征伸展特征的南北向、北西-南東向鎂鐵質(zhì)巖脈，說明北山地區(qū)二疊紀局部處于伸展環(huán)境(張文等, 2010；Suetal., 2011, 2013；Zhangetal., 2011；Zhengetal., 2014；Gillespieetal., 2017；Wangetal., 2017；Xueetal., 2018；許偉等, 2018；Chenetal., 2019；Liuetal., 2019)。姜洪穎等(2013)發(fā)現(xiàn)，北山地區(qū)在295～270Ma發(fā)生了新元古代花崗質(zhì)正片麻巖低壓高溫變形和部分深熔作用事件；而且區(qū)域巖漿活動強度在～280Ma達到頂峰，并具有最大的εHf(t)值，說明巖漿在上升和就位過程中存在較多虧損地幔的貢獻，與俯沖板片后撤引發(fā)島弧內(nèi)部及島弧兩翼伸展盆地形成所引發(fā)的環(huán)境有關(guān)(Heetal., 2018)。另外，通過顯生宙花崗巖填圖，Wangetal. (2017)發(fā)現(xiàn)北山南部地區(qū)二疊紀時仍存在鈣堿性I型花崗質(zhì)巖漿巖，說明二疊紀時在北山地區(qū)仍然存在著狹窄的古亞洲洋洋盆。通過對紅眼井盆地二疊紀沉積巖地質(zhì)填圖、構(gòu)造分析和碎屑巖鋯石年代學(xué)研究，Zhang and Cunningham (2012)和Tianetal. (2013)認為發(fā)生于249Ma的褶皺變形受古亞洲洋閉合的匯聚影響。因此，早二疊世柳園地區(qū)更可能處于俯沖帶環(huán)境，由于俯沖板塊后撤，導(dǎo)致柳園地區(qū)弧后或弧間盆地的發(fā)育(李錦軼等, 2009；Tianetal., 2014)，并引發(fā)了近東西向的局部伸展和強烈的地殼垂向增生(Heetal., 2018)。

與二疊紀相比，北方造山帶三疊紀沉積記錄基本不發(fā)育或缺失，即使局部發(fā)育也表現(xiàn)為磨拉石建造，說明該區(qū)在三疊紀整體表現(xiàn)為強烈的造山抬升剝蝕(苗來成等, 2014)。李舢等(2010)認為早-中三疊世北山造山帶花崗巖主要為二長花崗巖-花崗閃長巖-石英二長閃長巖組合，顯示出鈣堿性、高鉀鈣堿性I型或S型花崗巖的特征，形成于同造山構(gòu)造背景。苗來成等(2014)認為東天山-北山地區(qū)近東西向大規(guī)模右行剪切變形發(fā)生于270～245Ma，也支持該認識。柳園東北方向約150km處早三疊世埃達克質(zhì)花崗巖脈的發(fā)現(xiàn)，進一步限定當時地殼厚度應(yīng)大于50km，說明古亞洲洋于三疊紀之前已經(jīng)閉合，并導(dǎo)致了早三疊世地殼增厚(過磊等, 2018)。而侵入強變形二疊紀沉積巖的晚三疊世(219Ma)未變形輝綠巖脈 (Tianetal., 2013)，以及～220Ma甘肅北山地區(qū)A型花崗巖大面積出露，如東大泉巖體、花牛山巖體、長流水巖體和白峽尼山巖體(李舢等, 2010；朱江等, 2015；Wangetal., 2017)，以及本文輝綠巖脈的發(fā)現(xiàn)，說明北山南帶晚三疊世整體處于造山后伸展環(huán)境。這種認識也可以由東天山-北山地區(qū)晚三疊世斑巖型鉬礦的廣泛分布得到進一步證實，如花黑灘鉬礦(輝鉬礦Re-Os 等時線年齡 225±1Ma，朱江, 2013)，小狐貍山鉬礦(輝鉬礦Re-Os等時線年齡222±2Ma，彭振安等, 2010)，白山鉬礦(輝鉬礦Re-Os等時線年齡229Ma±2Ma，李華芹等, 2006)，東戈壁鉬礦(輝鉬礦Re-Os等時線年齡231.1±1.5Ma，涂其軍等, 2012)。這些鉬礦床表明，～220Ma為東天山東段-北山地區(qū)一個較為顯著的鉬成礦作用時期。一般認為，斑巖型鉬礦主要形成于陸緣弧后、板內(nèi)裂谷和造山后等伸展環(huán)境，是地殼演化到一定階段的產(chǎn)物(侯增謙, 2004；Zengetal., 2015)。所以，三疊紀北山地區(qū)應(yīng)處于造山后伸展環(huán)境，其構(gòu)造、巖漿、成礦作用是晚古生代造山作用的延續(xù)(苗來成等, 2014)。

考慮到280～220Ma巖漿巖鋯石Hf同位素的變化，本文認為，北山南部地區(qū)在二疊紀由于古亞洲洋殘留板塊俯沖作用的延續(xù)，導(dǎo)致弧后或弧間盆地的形成和發(fā)展，形成了局部的盆地伸展構(gòu)造環(huán)境，并伴生了較強烈的巖漿活動和地殼的垂向生長，導(dǎo)致巖漿巖鋯石εHf(t)值明顯偏高。早-中三疊世，古亞洲洋最終閉合，地殼增厚，抬升剝蝕，形成系列同碰撞花崗質(zhì)侵入巖，巖漿源區(qū)及上升過程可能發(fā)生了較多殼源物質(zhì)參與，導(dǎo)致巖漿巖鋯石εHf(t)值明顯減小。至晚三疊世地殼伸展垮塌減薄，幔源巖漿上侵，巖漿巖鋯石εHf(t)值雖有增加，但仍較二疊紀巖漿巖偏低，可能暗示地殼垂向增生減弱。

5 結(jié)論

本文對甘肅柳園地區(qū)輝綠巖脈開展了詳細的鋯石U-Pb-Hf同位素和全巖主量、微量元素分析，在結(jié)合大量前人分析結(jié)果的基礎(chǔ)上，得出如下結(jié)論：

(1)鋯石LA-ICP MS分析結(jié)果顯示，研究區(qū)輝綠巖形成于晚三疊世(227.5±1.4Ma)，其巖石地球化學(xué)特征與島弧環(huán)境下受俯沖流體或熔體交代的地幔來源巖漿富集大離子親石元素、虧損高場強元素特征明顯不同，可能形成于先前受俯沖物質(zhì)的交代地幔源區(qū)的較高程度部分熔融或熔融發(fā)生在尖晶石穩(wěn)定區(qū)域。

(2)研究區(qū)晚三疊世輝綠巖形成于造山后伸展的構(gòu)造環(huán)境，結(jié)合前人關(guān)于二疊紀至三疊紀區(qū)域構(gòu)造變形、盆地沉積物源、巖漿演化、成礦作用等研究結(jié)果，本文認為北山南部地區(qū)的增生造山事件可能持續(xù)到早-中三疊世，晚三疊世進入造山后伸展環(huán)境，這一認識完善了晚古生代-早中生代北山構(gòu)造演化過程。

致謝野外和試驗測試工作得到了項目組中國地質(zhì)大學(xué)(北京)康凱、黃式庭、袁偉恒和汪署潮碩士等同志的協(xié)助；兩位匿名審稿人對本文提出了許多中肯、有益的意見；在此一并表示感謝。