增生造山過程中大陸地殼的凈生長
——來自中亞造山帶中段南緣巖漿巖的約束

宋博 王寶文 許偉 牛亞卓 張喬 茍紅光 閆全人

1. 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 1000492. 中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心，西安 7100543. 中國地質(zhì)調(diào)查局北方古生界油氣地質(zhì)重點實驗室，西安 7100544. 中國石油吐哈油田分公司勘探開發(fā)研究院，哈密 8390091.

大陸地殼的凈生長是指幔源巖漿直接注入到陸殼之中的過程，而初生陸殼與大陸地殼的凈生長關(guān)系密切(Niuetal., 2013; Iizukaetal., 2017)。初生陸殼(juvenal continental crust)是指由幔源巖漿演化而來的地殼巖石，即殼幔分離產(chǎn)物，明顯不同于古老陸殼物質(zhì)的再循環(huán)，通常為玄武質(zhì)巖石，具有明顯的Nd-Hf同位素虧損特征(Hawkesworth and Kemp, 2006; Hawkesworthetal., 2019)。中亞造山帶是地球上顯生宙大陸地殼生長最顯著的區(qū)域，尤以高比例的初生地殼組成在全球獨一無二(Jahnetal., 2000; Wuetal., 2000; 洪大衛(wèi)等, 2000; 王濤和侯增謙, 2018; Xiaoetal., 2013, 2020)。研究表明，石炭紀-二疊紀是中亞造山帶俯沖板片回卷(slab roll-back)及板片窗(slab window)等深部地質(zhì)作用最活躍的時期(Windley and Xiao, 2018; Xiaoetal., 2018)，研究程度較高的是發(fā)育于西準噶爾一帶的板片窗作用(Tangetal., 2010)，另在東準噶爾、北山、內(nèi)蒙古、天山、吉爾吉斯斯坦和阿拉善等地也有報道(Fengetal., 2013; Liuetal., 2017; Zhengetal., 2018a; Wenetal., 2019)。也有學者提出中亞造山帶的顯生宙地殼增生量可能被過高估算了，他們認為古亞洲洋在約800Ma的閉合過程還伴隨有許多微陸塊的拼貼，真正的初生地殼體積僅占中亞造山帶的20%(Kr?neretal., 2014)。但無論如何，石炭紀-二疊紀活躍的俯沖板片回卷和板片窗等深部地質(zhì)作用揭示有顯著的幔源物質(zhì)向上加注到陸殼中，使造山帶產(chǎn)生了某種程度的凈生長。因此，中亞造山帶是研究增生造山過程中殼幔作用或陸殼凈生長的天然實驗室。

對晚古生代特別是石炭紀-二疊紀時期，北山-阿拉善北緣地區(qū)是否存在洋殼俯沖消減，仍有“洋盆消亡的后碰撞”和“洋盆俯沖增生”兩種不同觀點。有學者認為，北山南部高分異I型花崗巖和A型花崗巖(李舢等, 2011; Lietal., 2013)、A型流紋巖(許偉等, 2018)和殼?；旌铣梢蚧◢弾r(張文等, 2011; Zhangetal., 2012)，是洋盆閉合后的地殼伸展減薄階段產(chǎn)物，北山南部柳園二疊紀玄武巖則是碰撞造山結(jié)束之后的拆沉作用產(chǎn)物(Zhangetal., 2011)。但也有學者認為增生造山過程中俯沖板片回卷及板片窗作用等也可以形成上述相關(guān)巖石組合(Xiaoetal., 2018, 2020; Zhengetal., 2018a)。綜合北山造山帶的盆地原型(Guoetal., 2012; Liuetal., 2019a)、構(gòu)造變形(Clevenetal., 2015; Tianetal., 2016)、榴輝巖(Liuetal., 2011)、片麻巖(Songetal., 2013)和蛇綠巖(Maoetal., 2012; 牛文超等, 2019a)等分析，特別是紅石山-蓬勃山洋盆發(fā)育時代(297Ma斜長花崗巖)表明晚石炭世北山造山帶北部仍處于大洋巖石圈俯沖消減階段(牛文超等, 2019a)。同樣，阿拉善地塊北緣晚石炭世也處于增生造山過程中(Songetal., 2018a, b, 2021; Liuetal., 2019b)，北山-阿拉善北部均是晚古生代阿拉善地塊與南蒙古增生造山帶拼貼過程的產(chǎn)物(Xiaoetal., 2018, 2020)，其中可能也存在微陸塊(0.9Ga和1.4Ga)的拼貼(Zongetal., 2017; Heetal., 2018; Yuanetal., 2019)。由此可見，爭議的焦點在于：對北山地區(qū)具有虧損εHf(t)和εNd(t)值特征的花崗質(zhì)巖石，以及A型花崗巖形成的構(gòu)造環(huán)境的不同理解，增生造山階段具Nd-Hf同位素虧損特征的巖石成因是解決上述爭議的突破口。

北山造山帶和阿拉善地塊北緣位于中亞造山帶中段南緣(圖1a)，但是二者銜接部位被巴丹吉林沙漠覆蓋，能獲取的地質(zhì)露頭信息極少(圖1b)。2007年以來，筆者所在團隊以及中石油吐哈油田分公司在內(nèi)蒙古西部居延海地區(qū)，即在巴丹吉林沙漠北側(cè)、北山造山帶與阿拉善地塊北緣的銜接部位，開展了油氣地質(zhì)調(diào)查工作，有4口鉆井鉆獲了晚石炭世花崗質(zhì)巖漿巖(306～313Ma)(圖1b)。巖相學及鋯石Hf同位素特征均指示存在明顯的殼?；旌咸卣?，且具備初生陸殼部分熔融和虧損幔源巖漿混合的源區(qū)屬性，通過對居延海東北、西北、西側(cè)不同區(qū)域鉆獲的晚石炭世花崗質(zhì)巖石的巖相學、年代學和鋯石Hf同位素的系統(tǒng)研究，本文深入分析和探討了居延海地區(qū)晚石炭世軟流圈地幔上涌作用及其大地構(gòu)造背景。

圖1 中亞造山帶構(gòu)造格架(a, 據(jù)Xiao et al., 2013)和北山-阿拉善北緣晚古生代區(qū)域地質(zhì)簡圖(b, 據(jù)Liu et al., 2019a修改)北山造山帶：A-紅石山蛇綠混雜巖帶；B-石板井-小黃山蛇綠混雜巖帶；C-紅柳河-洗腸井蛇綠混雜巖帶；D-柳園蛇綠混雜巖帶.阿拉善地塊北緣：E-雅干斷裂帶；F-恩格爾烏蘇蛇綠混雜巖帶；G-特拜-查干楚魯蛇綠混雜巖帶.數(shù)據(jù)來源：1-鄭榮國等, 2016; 2-任云偉等, 2019; 3-李敏等, 2019; 4-徐旭明等, 2018; 5-楊岳清等, 2013; 6-陳圓圓等, 2019; 7-Niu et al., 2018; 8-Liu et al., 2019b; 9-宋博等, 2021Fig.1 Tectonic sketch map of CAOB (a, after Xiao et al., 2013) and Late Paleozoic regional tectonic map of northern margin of Beishan-Alxa (b, modified after Liu et al., 2019a)Beishan Orogenic Belt: A-Hongshishan ophiolite mélange; B-Shibanjing-Xiaohuangshan ophiolite mélange; C-Hongliuhe-Xichangjing ophiolite mélange; D-Liuyuan ophiolite mélange. Northern margin of Alxa block: E-Yagan fault; F-Enger Us ophiolite mélange; G-Tepai-Quagan Qulu ophiolite mélange. Data sources: 1-Zheng et al., 2016; 2-Ren et al., 2019; 3-Li et al., 2019; 4-Xu et al., 2018; 5-Yang et al., 2013; 6-Chen et al., 2019; 7-Niu et al., 2018; 8-Liu et al., 2019b; 9-Song et al., 2021

1 地質(zhì)背景及巖相學特征

北山及阿拉善北部大地構(gòu)造單元由多條蛇綠混雜巖帶所劃分，盡管不連續(xù)，但北山造山帶和阿拉善地塊北緣都展現(xiàn)了典型的增生造山帶組構(gòu)特征，是圖瓦-蒙古山彎構(gòu)造南部的組成部分(Xiaoetal., 2013, 2018, 2020; Liuetal., 2019a)。北山造山帶由北至南分別為紅石山、石板井-小黃山、紅柳河-洗腸井和柳園等4條蛇綠混雜巖帶(于福生等, 2006; 李向民等, 2012; 武鵬等, 2012; 王國強等, 2014; 胡新茁等, 2015;Maoetal., 2012; Zhengetal., 2013; 牛文超等, 2019a)，據(jù)此Xiaoetal. (2010)將北山造山帶由北至南劃分為雀兒山、旱山(黑鷹山)、馬鬃山、雙鷹山、石板山等5條增生拼貼的島弧構(gòu)造帶(圖1b)。阿拉善地塊北緣由北向南發(fā)育雅干斷裂帶、恩格爾烏蘇蛇綠混雜巖帶(Zhengetal., 2014)和特拜-查干礎魯蛇綠混雜巖帶(吳泰然和何國琦, 1992; Zhengetal., 2014, 2018b)，據(jù)此吳泰然和何國琦(1993)將阿拉善地塊北緣劃分為雅干、珠斯楞-杭烏拉、沙拉扎山、諾爾公-狼山等4個構(gòu)造帶(圖1b)。北山造山帶北部的鋯石U-Pb年代學和Hf同位素分析工作主體集中于旱山構(gòu)造帶，而雀兒山構(gòu)造帶數(shù)據(jù)多為年代學工作而缺少對應的鋯石Hf同位素數(shù)據(jù)。旱山構(gòu)造帶的研究包括雙井子鉀長花崗巖(328Ma; 鄭榮國等, 2016)、哈珠花崗質(zhì)侵入巖(306～299Ma)和中-酸性火山巖(326～314Ma)(任云偉等, 2019; 李敏等, 2019)、交叉溝石英閃長巖(306Ma; 趙志雄等, 2015)、風雷山流紋巖(319Ma; 賈元琴等, 2016)、破城山花崗閃長巖(308Ma)和破城山流紋巖(319Ma)(Tianetal., 2017)，雀兒山構(gòu)造帶包括紅石山安山巖(322Ma)和安山質(zhì)角礫晶屑熔結(jié)凝灰?guī)r(315～299Ma)(盧進才等, 2013; Shietal., 2017)、黑紅山石英閃長巖(308Ma; 徐旭明等, 2018)、額勒根花崗閃長巖(341Ma; 楊岳清等, 2013)、圓包山英安質(zhì)凝灰?guī)r(316Ma; 陳圓圓等, 2019)和大狐貍山流紋質(zhì)晶屑熔結(jié)凝灰?guī)r(302Ma; Niuetal., 2018)等。阿拉善地塊北緣的晚古生代巖漿巖主要集中于雅干構(gòu)造帶的八道橋流紋巖(311Ma)、珠斯楞-杭烏拉構(gòu)造帶的好比如流紋巖(323Ma)(Liuetal., 2018, 2019b)、亞干花崗閃長巖(271Ma)和切刀黑云母二長花崗巖(380Ma)(史興俊等, 2020)。

MED2井位于居延海東北部(42°36′6.90″N、100°56′34.26″E)，距離中蒙邊境約3.5km(圖1b)，完鉆井深為2360.00m。鉆獲流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r和火山角礫巖(井深1890.35～2360.00m)。流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r呈塊狀構(gòu)造，熔結(jié)凝灰結(jié)構(gòu)(圖2a)，巖屑種類主要為流紋巖碎屑，含少量玄武巖、安山巖碎屑(圖2a)，形態(tài)多為次棱角狀或熔蝕狀，另見流紋質(zhì)漿屑。晶屑為長石和石英，長石晶屑呈次棱角狀或熔蝕狀，石英晶屑呈港灣穿孔狀或渾圓狀，膠結(jié)物為凝灰質(zhì)，特別是斜長石晶屑中存在針狀磷灰石微晶(圖2b)?；鹕浇堑[巖為流紋質(zhì)，礫石成分主要為流紋巖，少量為安山巖和玄武巖，礫石形態(tài)呈次棱角狀。同位素樣品(D2-1)巖性為流紋質(zhì)凝灰?guī)r，樣品取樣井深為1893.44m。

圖2 居延海鉆獲巖漿巖巖心及顯微巖相學特征(a) MED2井流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r及玄武巖、安山巖巖屑；(b) MED2井斜長石斑晶及針狀磷灰石微晶；(c) MED1井花崗閃長巖及閃長質(zhì)包體；(d) MED1井閃長質(zhì)包體及與寄主巖石接觸關(guān)系；(e) MED1井包體斜長石中的針狀磷灰石微晶；(f) MED1井包體斜長石的環(huán)帶及針狀磷灰石微晶；(g) ET3井二長花崗巖斜長石中的磁鐵礦與磷灰石包裹體；(h) T5井流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r及玄武巖巖屑.Ap-磷灰石；Amp-角閃石；Pl-斜長石；Qz-石英；Bt-黑云母；Mag-磁鐵礦；Andesite-安山巖；Basalt-玄武巖Fig.2 Field and photomicrographs of drilling cores in Juyanhai(a) rhyolitic ignimbrite including basalt and andesite lithic fragment of MED2 well; (b) plagioclase phenocryst and acicular apatite crystallites of MED2 well; (c) dioritic enclave in granodiorite of MED1 well; (d) interaction between dioritic enclave and host granodiorite of MED1 well; (e) acicular apatite crystallites in plagioclase of MED1 enclaves; (f) plagioclase visible zoning of MED1 well; (g) magnetite and apatite inclusions in plagioclase of monzonite granite of ET3 well; (h) rhyolitic ignimbrite including basalt lithic fragment of T5 well. Ap-apatite; Amp-amphibole; Pl-plagioclase; Qz-quartz; Bt-biotite; Mag-magnetite

MED1井位于居延海西北部(42°17′13.13″N、100°9′21.48″E)(圖1b)，完鉆井深為1481.90m，為全取芯鉆井。鉆獲花崗閃長巖75.35m，其中見大量暗色包體，呈不規(guī)則透鏡狀(1.5cm×5cm)(圖2c)、火焰狀和舌狀，與寄主花崗閃長巖呈塑性/半塑性接觸邊界。寄主巖石為花崗閃長巖，塊狀構(gòu)造，半自形粒狀結(jié)構(gòu)，斜長石55%，堿性長石10%，石英20%，角閃石10%，少量黑云母，副礦物為磷灰石。堿性長石為條紋長石，粒徑為0.5～2.2mm之間，石英晶體呈粒狀，粒徑大小在0.6～2.5mm之間，暗色礦物多成細小團粒狀聚集體出現(xiàn)。暗色包體為閃長質(zhì)包體(MMEs)，未見明顯的熱接觸變質(zhì)或接觸交代現(xiàn)象(圖2d)，一個顯著特征是閃長質(zhì)包體的斜長石中富含針狀磷灰石(圖2e)，順斜長石環(huán)帶產(chǎn)出(圖2f)，包體中的斜長石除具明顯環(huán)帶結(jié)構(gòu)外，還發(fā)育熔蝕結(jié)構(gòu)及次生加大邊(圖2f)。同位素樣品(D1-3)巖性為花崗閃長巖，樣品取樣井深為1384.52m。

ET3井位于居延海西部(42°10′40.84″N、100°16′36.91″E)(圖1b)，完鉆井深為3225.43m。鉆獲碎裂化二長花崗巖，巖石呈碎裂構(gòu)造，變余粒狀-文象交生結(jié)構(gòu)，堿性長石30%，斜長石35%，石英28%，黑云母6%，副礦物為磷灰石。斜長石呈半自形板狀，粒徑大小在1.2～3.2mm之間，晶體呈輕微絹云母化，堿性長石為條紋長石，多與石英共結(jié)呈文象交生結(jié)構(gòu)。斜長石中見磁鐵礦包裹磷灰石微晶(圖2g)。同位素樣品(ET3-1)巖性為二長花崗巖，樣品取樣井深為3221.53m。

T5井位于居延海西南部(41°59′37.43″N、100°26′22.99″E)(圖1b)，完鉆井深為2000.00m。鉆獲流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r。流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r呈似流動構(gòu)造，熔結(jié)凝灰結(jié)構(gòu)(圖2h)，物質(zhì)組分由火山碎屑物與熔巖組成，火山碎屑物約占90%，其種類主要為長石與石英晶屑，少量巖屑，可見玄武巖碎屑(圖2h)，長石晶屑多成次棱角狀、熔蝕狀，石英晶屑多成熔蝕狀。同位素樣品(T5-1)巖性為流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r，樣品取樣井深為1544.62m。

2 分析方法

在詳細的巖心觀察基礎上，選擇新鮮的樣品磨制探針片，同位素樣品進行碎樣，分選鋯石，挑選晶形完好、無明顯包裹體的顆粒用環(huán)氧樹脂固定并拋光。結(jié)合鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像、透反射光特征，詳細分析鋯石環(huán)帶特征及內(nèi)部結(jié)構(gòu)，挑選無裂隙、巖漿振蕩環(huán)帶發(fā)育的點位開展激光剝蝕等離子質(zhì)譜(LA-ICP-MS)U-Pb和Hf同位素聯(lián)機測試分析。

鋯石原位U-Pb同位素定年、微量元素分析和Hf同位素測定在中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室完成。采用Geolas Pro激光剝蝕系統(tǒng)同時耦合加載Neptune Plus多接收ICP MS和7700x四級桿ICP MS進行。其中D2-1、D1-3和T5-1的激光束斑為32μm，ET3-1的激光束斑直徑為44μm。激光剝蝕的樣品氣溶膠由氦氣攜帶，然后通過T型接頭與氬氣合并，然后引入ICP MS等離子體。經(jīng)過平滑處理后，樣氣將分成兩條，一條進入四極桿ICP-MS進行鋯石U-Pb測年和微量元素分析，另一條進入多收集器ICP-MS進行Hf同位素分析后再加一點氮氣(4mL/min)改善靈敏度。使用GLITTER 4.4計算微量元素濃度，U-Pb同位素比率和年齡使用內(nèi)部軟件Hfllow 4.0計算Hf同位素。儀器條件和數(shù)據(jù)采集程序的詳細信息請參照(Yuanetal., 2008)。

本研究中，鋯石91500被用作U-Pb同位素分析的主要(校準)參考材料。GJ-1被用作監(jiān)控標樣。對GJ-1的29次分析得出的加權(quán)平均206Pb/238U年齡為599.8±4.2Ma，這與通過ID-TIMS測量獲得的參考值相符(Jacksonetal., 2004)。通過對參考鋯石GJ-1和Temora的頻繁分析，可以監(jiān)測Lu-Hf同位素的數(shù)據(jù)質(zhì)量。Temora的176Yb/177Hf比率范圍很廣(0.019～0.079)，因此可以最好地表明176Yb的準確性和176Hf上的176Lu干擾校正。分別使用176Lu/175Lu=0.02658和176Yb/173Yb=0.796218的值來校正176Lu和176Yb等壓干擾(Chuetal., 2002)。儀器質(zhì)量偏差是通過使用指數(shù)質(zhì)量分數(shù)定律將Yb同位素比標準化為172Yb/173Yb=1.35274(Chuetal., 2002)和將Hf同位素比標準化為179Hf/177Hf=0.7325來解決的。假設Lu的質(zhì)量偏差行為遵循Yb的質(zhì)量偏差行為，有關(guān)質(zhì)量偏差校正方案的詳細信息，請參見(Iizuka and Hirata, 2005; Wuetal., 2006)。確定的GJ-1和Temora的平均176Hf/177Hf比分別為0.282020±0.000016(n=8，2SD)和0.282703±0.000023(n=9，2SD)，這與學者推薦的參考值在誤差范圍內(nèi)一致(Woodheadetal., 2004; Moreletal., 2008)。U-Pb諧和圖繪制和加權(quán)平均計算使用IsoplotR完成(Vermeesch, 2018)。

3 鋯石U-Pb定年與Hf同位素

3.1 MED2井流紋質(zhì)凝灰?guī)r

MED2井流紋質(zhì)凝灰?guī)r(樣品D2-1)中的鋯石長度約100～200μm，自形-半自形、無色透明、長柱狀，長寬比為1:1～1:3，巖漿振蕩環(huán)帶清晰(圖3a)。共計11個測點，結(jié)果顯示鋯石具有較高的Th含量為31×10-6～121×10-6，U含量為65×10-6～154×10-6，Th/U比值介于0.44～0.79之間(表1)，與變質(zhì)成因鋯石Th/U值(通常<0.1, Vavraetal., 1999)明顯不同，同陰極發(fā)光的巖漿結(jié)晶振蕩環(huán)帶特征一致，表明均為巖漿成因鋯石。11個測點的數(shù)據(jù)點均在諧和曲線附近，加權(quán)平均年齡為311±2Ma (MSWD=0.75)(圖4a)。

鋯石206Pb/238U年齡介于303～317Ma，176Hf/177Hf值介于0.282952～0.283033之間，樣品的εHf(t)值介于+12.7～+15.7之間，平均值為+14.3，對應二階段模式年齡tDM2為320～516Ma，平均值為410Ma(表2)。

3.2 MED1井花崗閃長巖

MED1井花崗閃長巖(樣品D1-3)中的鋯石長度約150～200μm，自形為主、無色透明、長柱狀，長寬比為1:1～1:2，巖漿震蕩環(huán)帶明顯(圖3b)。共計15個測點，結(jié)果顯示鋯石Th含量為34×10-6～133×10-6，U含量為114×10-6～354×10-6，Th/U比值介于0.29～0.47之間(表1)，不同于變質(zhì)成因鋯石Th/U比值(Vavraetal., 1999)，這與陰極發(fā)光的巖漿振蕩環(huán)帶特征相吻合，表明測試分析鋯石均為巖漿成因。15個測點的數(shù)據(jù)點均在諧和曲線附近，加權(quán)平均年齡為313±3Ma (MSWD=1.5)(圖4b)。

鋯石206Pb/238U年齡介于301～326Ma，176Hf/177Hf值介于0.282924～0.283024之間，樣品的εHf(t)值介于+11.9～+15.5之間，平均值為+14.2，對應二階段模式年齡tDM2為339～568Ma，平均值為420Ma(表2)。

表1 鋯石U-Pb同位素數(shù)據(jù)表

續(xù)表1

圖3 鋯石陰極發(fā)光圖像(紅色圈為U-Pb和Lu-Hf聯(lián)機測試點位)Fig.3 Scanning electron microscope cathodoluminescence images of zircons (the red circle mark laser beam sampling sites for U-Pb and Lu-Hf analysis)

表2 鋯石Lu-Hf同位素分析結(jié)果

續(xù)表2

圖4 居延海鉆獲晚石炭世花崗質(zhì)巖漿巖鋯石U-Pb年齡Fig.4 Zircon U-Pb dating results from Late Carboniferous granitoids in Juyanhai

圖5 北山北部、居延海和阿拉善地塊北緣晚石炭世花崗質(zhì)巖漿巖鋯石206Pb/238U年齡-εHf(t)圖Fig.5 206Pb/238U age vs. εHf(t) plots of the Late Carboniferous granitoids in northern Beishan, Juyanhai and northern margin of Alxa block

3.3 ET3井二長花崗巖

ET3井二長花崗巖(樣品ET3-1)中的鋯石長度約150～200μm，自形為主、無色透明、長柱狀，長寬比為1:1～1:3，巖漿震蕩環(huán)帶明顯(圖3c)。共計19個測點，結(jié)果顯示鋯石具有較高的U和Th含量，Th含量為84×10-6～336×10-6，U含量為215×10-6～495×10-6，Th/U比值介于0.31～0.76之間(表1)，這與陰極發(fā)光細窄的巖漿振蕩環(huán)帶特征相吻合，表明測試分析鋯石均為巖漿成因(Vavraetal., 1999)。19個測點的數(shù)據(jù)點均在諧和曲線附近，加權(quán)平均年齡為306±3Ma (MSWD=0.47)(圖4c)。

鋯石206Pb/238U年齡介于297～318Ma，176Hf/177Hf值介于0.282815～0.282991之間，樣品的εHf(t)值介于+9.3～+20.2之間，平均值為+14.0，對應二階段模式年齡tDM2為413～837Ma，平均值為588Ma(表2)。

3.4 T5井流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r

T5井流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r(樣品T5-1)中的鋯石長度約150～250μm，自形為主、無色透明、長柱狀，長寬比為1:2～1:4，巖漿震蕩環(huán)帶明顯(圖3d)。共計15個測點，結(jié)果顯示鋯石具有較高的U和Th含量，Th為92×10-6～344×10-6，U含量為62×10-6～333×10-6，Th/U比值介于0.88～2.22之間(表1)，具有細窄的巖漿振蕩環(huán)帶特征，表明測試分析鋯石均為巖漿成因(Vavraetal., 1999)。15個測點的數(shù)據(jù)點均在諧和曲線附近，加權(quán)平均年齡為311±2Ma (MSWD=1.3)(圖4d)。

鋯石206Pb/238U年齡介于300～321Ma，176Hf/177Hf值介于0.282872～0.283035之間，樣品的εHf(t)值介于+9.9～+15.6之間，平均值為+13.0，對應二階段模式年齡tDM2為332～700Ma，平均值為491Ma(表2)。

4 討論

4.1 殼幔巖漿混合作用

花崗質(zhì)巖漿成因主要存在地殼巖石部分熔融、幔源玄武質(zhì)巖漿的結(jié)晶分異和同化混染-分離結(jié)晶(AFC)等不同觀點(Deeringetal., 2011; Lee and Bachmann, 2014; Rooney and Deering, 2014; Sliwinskietal., 2015; Clemens and Stevens, 2016)。巖漿混合則是花崗質(zhì)巖漿形成演化的重要過程，可以發(fā)生在巖漿源區(qū)、運移和侵位的多個階段，這也是造成花崗巖多樣性的主要原因之一，備受學界關(guān)注(王德滋和謝磊, 2008; Nathwanietal., 2020; Townsend and Huber, 2020)。巖漿混合根據(jù)混合后的物理化學完全程度不同分為化學上均一化混合(magma mixing)和機械混合(magma mingling)(王德滋和謝磊, 2008)。其中包體或同深成巖墻(syn-plutonic dike)的出現(xiàn)是機械混合的典型代表(Vernon, 1984; Vernonetal., 1988)，即不同巖漿并未實現(xiàn)物理化學上的完全混合。需要指出的是，巖漿混合并不意味著殼源和幔源巖漿的混合，也可以是不同來源殼源巖漿的混合(Yangetal., 2019; 高麗等, 2020)。

花崗巖特別是I型花崗巖中常發(fā)育暗色微粒包體(MMEs)(Vernon, 1984)，其成因有以下認識：(1)巖漿侵位時來自圍巖的捕虜體(Xuetal., 2006)，捕虜體是指花崗巖所攜帶外來固體巖石的碎塊，可以是沉積巖、變質(zhì)巖或巖漿巖，通常呈角礫狀，與寄主巖之間界限截然，尤其是接觸變質(zhì)會形成重結(jié)晶結(jié)構(gòu)和角巖化(莫宣學等，2002)；(2)鎂鐵質(zhì)源區(qū)部分熔融產(chǎn)生的殘留體或難熔體(Chappell, 2000)，以發(fā)育變晶結(jié)構(gòu)(而不是巖漿結(jié)構(gòu))為特征，常含有白云母、夕線石、紅柱石、堇青石、剛玉、石榴子石、尖晶石等富鋁礦物和(或)黑云母集合體(莫宣學等, 2002)；(3)同源巖漿早期階段結(jié)晶的析離體或堆積體(Sch?nenbergeretal., 2006)，通常分為長英質(zhì)和鎂鐵質(zhì)兩類，富含早期結(jié)晶的礦物，晶粒大小與寄主巖相同，且具有堆晶結(jié)構(gòu)，多數(shù)不具截然邊界(莫宣學等, 2002)；(4)巖漿混合作用的產(chǎn)物，即基性巖漿產(chǎn)物(Barbarin, 1999; Sunetal., 2020; Luetal., 2020)。暗色微粒包體中的針狀磷灰石是巖漿混合的公認指示礦物(Wyllieetal., 1962)，花崗巖成因的磷灰石呈短柱狀(長寬比3～4)，很容易與基性巖漿中快速結(jié)晶的磷灰石(長寬比30～40)相區(qū)別(Didier, 1987)，通常是巖漿快速冷卻的產(chǎn)物(Barbarin, 1999; 莫宣學等, 2002; Luetal., 2020; Sunetal., 2020)。

巖石手標本和巖相學觀察是鑒別巖漿混合的重要基礎。MED2井鉆獲一套流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r和火山角礫巖，火山角礫巖的礫石成分可以有效反映巖漿上升通道捕獲圍巖的物質(zhì)信息，其中多數(shù)為流紋巖，但是仍有少量的安山巖和玄武巖礫石(圖2a)。流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r中的斜長石晶屑可見針狀磷灰石，同時指示了不同來源巖漿混合淬冷的特征(圖2b)。MED1井富含閃長質(zhì)暗色微粒包體，粒度明顯小于寄主巖石即花崗閃長巖(圖2c)，暗色微粒包體呈橢球狀、卵狀(圖2c, d)，部分薄片可以觀察到暗色礦物呈團塊狀聚集現(xiàn)象，其與寄主巖石的接觸關(guān)系較為截然(圖2d)，接觸部位的斜長石富含針狀磷灰石微晶(圖2e)，這種截然關(guān)系可能限制了兩類巖漿的充分混合，而淬冷作用形成了針狀磷灰石，明顯不同于寄主巖石中的短柱狀磷灰石。暗色微粒包體中的斜長石環(huán)帶結(jié)構(gòu)發(fā)育，發(fā)育熔蝕邊和他形生長邊，針狀磷灰石順環(huán)帶產(chǎn)出(圖2f)，反映了早期結(jié)晶的斜長石由于基性巖漿的注入和混合，導致不穩(wěn)定且被熔蝕，繼而以更富鈣的斜長石快速結(jié)晶，這與電子探針分析結(jié)果一致(未發(fā)表數(shù)據(jù))。ET3井二長花崗巖同樣發(fā)育暗色微粒包體，不過相較于MED1井而言，暗色微粒包體較小，尺寸多為厘米到毫米級，包體斜長石中可見針狀磷灰石微晶和磁鐵礦共生(圖2g)，同樣反映出基性-酸性巖漿混合的特征。T5井流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r巖屑組分以流紋巖為主，斜長石晶屑中可觀察到針狀磷灰石微晶。以上地質(zhì)事實均指示存在殼源和幔源巖漿組分混合的信息。

花崗質(zhì)巖漿巖的鋯石Hf同位素分析是研究殼幔相互作用的有效手段(Iizukaetal., 2017)。居延海MED2井、MED1井、ET3井和T5井分別鉆獲了流紋質(zhì)凝灰?guī)r、花崗閃長巖、二長花崗巖和流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r，鋯石原位U-Pb和Lu-Hf同位素聯(lián)機測試分析結(jié)果指示這4口鉆井均為晚石炭世花崗質(zhì)巖石(306～313Ma)，鋯石Hf同位素則表現(xiàn)出極度虧損的特征，εHf(t)最大值分別為+15.7、+15.5、+20.2和+15.6(圖5a)，對應二階段模式年齡tDM2最小值分別為320Ma、339Ma、413Ma和332Ma，相比同地區(qū)不同時代的花崗質(zhì)巖石而言，這4口鉆井的鋯石Hf同位素更為虧損(圖5b)，這種極度虧損的同位素特征表明該花崗質(zhì)巖漿殼幔分離時代與鋯石結(jié)晶年齡接近，均為初生陸殼再次熔融產(chǎn)物，且受到了虧損幔源巖漿的混染。此外，在居延海的ET2井鉆獲了透輝安山玢巖，鋯石結(jié)晶年齡為308Ma(未發(fā)表數(shù)據(jù))，也指示晚石炭世居延海地區(qū)存在明顯的幔源巖漿活動。

4.2 增生造山過程中的大陸地殼凈生長

花崗質(zhì)巖漿是大陸地殼特別是上地殼的重要組成部分，是地球分異演化的產(chǎn)物(吳福元等, 2007)，同時是大陸地殼生長過程研究的最佳實體(Hawkesworthetal., 2006, 2019; Cliftetal., 2009)。一般而言，自從3.0Ga板塊構(gòu)造出現(xiàn)以來，大陸地殼就進入了此消彼長的階段，其中會聚板塊邊緣的弧巖漿作用貢獻最大(Cliftetal., 2009)，強烈的殼幔作用產(chǎn)生了豐富的弧巖漿作用，然而與“正?！钡牡蒯Ｐㄋ虏糠秩廴诓煌?，軟流圈地幔上涌會形成“板片窗”效應(DeLongetal., 1979; Thorkelson and Taylor, 1989; Santosh and Kusky, 2010)，超高溫-高溫巖漿會引起初生陸殼物質(zhì)的部分熔融，同時虧損的軟流圈地幔物質(zhì)向上加注，形成具有Hf同位素虧損特征的巖漿(Windley and Xiao, 2018; Tangetal., 2010)。雖然中亞造山帶以顯著的大陸地殼生長而不同于其他造山帶(Jahnetal., 2000; Wuetal., 2000; 王濤和侯增謙, 2018; Xiaoetal., 2020)，但是作為世界上增生造山作用研究的經(jīng)典地區(qū)，真正的大陸地殼凈生長即確切的幔源巖漿直接注入殼源巖漿的作用方式如何，仍有待深入研究。并非虧損的Nd-Hf同位素就是地殼生長(吳福元等, 2007)，只有對比同地區(qū)不同時代、相同類型巖石(如花崗質(zhì)巖石)的Nd-Hf同位素數(shù)值，若是出現(xiàn)更為虧損的特征，則意味著大陸地殼的凈生長(王濤和侯增謙, 2018)。

居延海夾持于西側(cè)的北山造山帶和東側(cè)的阿拉善地塊北緣造山帶之間(圖1b)，前人研究為我們提供了北山和阿拉善地區(qū)不同時代花崗質(zhì)巖漿的鋯石Hf同位素比對數(shù)據(jù)，研究揭示北山造山帶奧陶紀以來經(jīng)歷了多期地殼生長事件，其中晚石炭世是重要階段之一(Heetal., 2018)，阿拉善地塊北緣同樣在300Ma左右出現(xiàn)明顯的地殼生長(Liuetal., 2018)，有學者將其稱之為伸展的增生型造山帶(Extensional accretionary orogen)，并認為這一過程與板片回卷(slab roll-back)有關(guān)(Songetal., 2021)。居延海這4口鉆井所鉆獲的花崗質(zhì)巖漿則以初生陸殼部分熔融和虧損幔源巖漿混合為典型特征(圖1b、圖5)，相比鄰區(qū)同時代花崗質(zhì)巖漿，即北山造山帶北部的雙井子和哈珠地區(qū)，以及阿拉善地塊北緣的八道橋、好比如和亞干地區(qū)，鄰區(qū)晚石炭世花崗質(zhì)巖漿的源區(qū)不僅有初生陸殼，而且存在古老陸殼組分，可見北山北部、居延海和阿拉善地塊北緣的地殼結(jié)構(gòu)差異巨大(圖1、圖5)。由此可見，就相同時間不同空間而言，居延海迥異于鄰區(qū)花崗質(zhì)巖漿源區(qū)，那么晚石炭世居延海經(jīng)歷了怎樣的特殊地質(zhì)過程？巖石學以及巖相學特征均指示居延海晚石炭世的花崗質(zhì)巖漿源區(qū)存在明顯的殼?；旌咸卣?，尤以暗色微粒包體為典型特征，加以匹配Hf同位素極度虧損的特征，均指示軟流圈地幔上涌起到了關(guān)鍵作用，這意味著虧損的幔源巖漿對于晚石炭世巖漿活動而言，不僅供給熱源而且直接提供了物質(zhì)貢獻，使得初生陸殼物質(zhì)迅速“夭折”，殼源與幔源物質(zhì)的混合共同構(gòu)筑了居延海晚石炭世花崗質(zhì)巖漿的源區(qū)。

4.3 軟流圈地幔上涌的動力學機制

就造山過程中的軟流圈地幔上涌而言，動力學機制可分為洋中脊俯沖、板片回卷、板片斷離等過程。其一，洋中脊俯沖會產(chǎn)生“板片窗”效應，不論現(xiàn)代的南美洲智利(Goddard and Fosdick, 2019)，還是古老造山帶即中亞造山帶西準噶爾(Tangetal., 2010)以及北山中部公婆泉的研究(Zhengetal., 2018b)均表明存在洋中脊俯沖作用。其二，板片回卷會在弧后環(huán)境形成伸展并在深部產(chǎn)生類似“渦流”的效應(Schellart and Moresi, 2013)，通常被認為與中亞造山帶“山彎構(gòu)造”密切相關(guān)(Xiaoetal., 2018)。其三，板片斷離通常被認為是洋殼消減結(jié)束的產(chǎn)物，意味著俯沖洋殼發(fā)生斷離，進入弧陸碰撞階段(Faryad and Cuthbert, 2020)。這三者就空間規(guī)模而言，洋中脊俯沖的尺度最小，而洋盆存在與否是判別板片回卷和板片斷離的重要標準，且洋中脊俯沖通常與俯沖帶的走向呈一定的交角，對于古老造山帶而言，板片窗的巖石組合通常與造山帶走向并不平行，而是存在角度上的相交關(guān)系。

前人研究揭示，旱山構(gòu)造帶和雅干構(gòu)造帶存在一條東西走向的晚石炭世大陸邊緣弧(鄭榮國等, 2016; 任云偉等, 2019; 李敏等, 2019)，且旱山和雅干地區(qū)獲得了0.9Ga的前寒武古老陸殼巖石記錄(王濤等, 2001; Zhangetal., 2016; 牛文超等, 2019b)，這與旱山、雅干和珠斯楞-杭烏拉地區(qū)花崗質(zhì)巖石的鋯石Hf二階段模式年齡一致，此外居延海的MEC2井的晚石炭世二長花崗巖(312～315Ma)以及Hf同位素特征也有效約束了旱山、雅干、珠斯楞-杭烏拉0.9Ga微陸塊的空間展布(宋博等, 2021)。北山造山帶北部紅石山-百合山-蓬勃山洋盆的形成時代對于判別構(gòu)造背景尤為重要，百合山蛇綠巖混雜巖帶中的斜長花崗巖鋯石U-Pb年代學數(shù)據(jù)為297±2Ma(牛文超等, 2019a)，這表明北山北部晚石炭世還存在洋盆且仍處于俯沖消減過程，因此可以排除板片斷離模型，那么居延海地區(qū)的這4口鉆井所鉆獲的晚石炭世花崗質(zhì)巖漿為何缺少古老陸殼物質(zhì)的貢獻，取而代之的是軟流圈地幔物質(zhì)？

北美科迪勒拉巖基是典型的大陸弧，其低鉀花崗質(zhì)巖石具有相對原始的同位素特征，沒有明顯的地殼繼承證據(jù)，這一特征證明了初生陸殼的形成過程(Collinsetal., 2020)?？频侠绽瓗r基經(jīng)歷了較熱的基性巖漿注入而造成對酸性巖漿房的快速加熱過程，該基性巖漿注入酸性巖漿房的巖石學證據(jù)就是在上地殼深成巖和火山弧巖石中普遍包含鐵鎂質(zhì)包體，而這樣的基性巖漿注入可能是使酸性巖漿房噴發(fā)的導火索(Collinsetal., 2020)。但是對于Hf同位素極度虧損特別是接近于虧損地幔演化線的花崗質(zhì)巖漿而言，則需要洋中脊俯沖、俯沖板片回卷或者板片斷離的動力學過程來實現(xiàn)(Lietal., 2020)。就北山造山帶北部的百合山晚石炭世洋盆而言(牛文超等, 2019a)，我們可以排除板片斷離的可能性，但是由于居延海地區(qū)還缺少晚石炭世的高鎂安山巖、紫蘇花崗巖、A型花崗巖等超高溫-高溫巖漿的特征巖石組合，相比露頭區(qū)而言，鉆井樣品容易形成“一孔之見”，幸運地是，居延海地區(qū)的ET2井透輝安山玢巖已經(jīng)提供了重要線索，是否為高鎂安山巖還需要深入的研究工作。

綜上所述，若要明確居延海這4口鉆井鉆獲的花崗質(zhì)巖漿是洋中脊俯沖的產(chǎn)物還是板片回卷所致還需要更多的地質(zhì)證據(jù)。軟流圈上涌會造成匯聚板塊邊緣的構(gòu)造、巖漿、成礦和熱效應明顯不同于正?；r漿作用，相比熱隆升和地球物理探測手段，巖石學成為研究古老造山帶軟流圈上涌過程最為直接的載體(DeLongetal., 1979; Thorkelson and Taylor, 1989; Santosh and Kusky, 2010; Windley and Xiao, 2018; Xiaoetal., 2018)。因此，本文以居延海西北、東南和東北區(qū)域鉆獲的具有明顯殼幔作用特征的晚石炭世巖漿巖為重點研究對象，并通過與鄰區(qū)同時代的具有相似特征的巖漿巖對比，探討了洋中脊俯沖或俯沖板片回卷等不同深部地質(zhì)過程中的軟流圈地幔上涌及殼幔作用方式，也可為中亞增生型造山帶中段南緣與幔源物質(zhì)相關(guān)的成礦作用(斑巖型Cu-Au-Mo礦等)提供指導找礦方向的基礎地質(zhì)依據(jù)(高俊等, 2019)。

5 結(jié)論

(1)北山-阿拉善構(gòu)造結(jié)合部位即居延海地區(qū)鉆獲晚石炭世花崗質(zhì)巖漿(306～313Ma)，為殼?；旌袭a(chǎn)物，表現(xiàn)為初生陸殼部分熔融和虧損幔源巖漿的混合作用。

(2)居延海晚石炭世存在軟流圈地幔上涌，動力學背景可能為洋中脊俯沖或俯沖板片回卷。

致謝中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心李艷廣、汪雙雙、靳夢琪在鋯石U-Pb、Hf同位素分析中給予了幫助；本文在寫作過程中與中國科學院大學侯泉林教授、吳春明教授、孫金鳳副教授、郭謙謙副教授、宋國學副教授和陳藝超博士后進行了有益探討；中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心盧進才教授級高工是本研究團隊的“引路人”，自2007年以來帶領(lǐng)年輕人進入北山-阿拉善的戈壁荒漠地區(qū)開展油氣基礎地質(zhì)調(diào)查；三位匿名審稿人提出了寶貴的修改意見；在此一并致謝。