東昆侖西段夏日哈木地區(qū)鄂拉山組安山巖對(duì)古特提斯洋演化的制約*

段雪鵬 孟繁聰 張幫祿 王宗起 于曉飛

東昆侖造山帶是青藏高原東北部一條規(guī)模巨大的復(fù)合巖漿構(gòu)造帶，具有多陸塊多旋回的構(gòu)造屬性，主要經(jīng)歷了新元古代-中生代初期與原-古特提斯洋演化有關(guān)的陸塊匯聚和增生等構(gòu)造作用以及中新生代陸內(nèi)構(gòu)造發(fā)展的演化過(guò)程(姜春發(fā)等, 1992; 許志琴等, 2006)。

東昆侖造山帶中木孜塔格-布青山-阿尼瑪卿蛇綠巖作為古特提斯洋的殘片，記錄了古特提斯洋的形成與擴(kuò)張歷史(Chenetal., 2001; 蘭朝利等, 2002; Bianetal., 2004; Yangetal., 2009; 劉戰(zhàn)慶等, 2011)，但洋盆打開和關(guān)閉的精確時(shí)限仍存在不同認(rèn)識(shí)。如：通常認(rèn)為古特提斯洋在晚石炭世處于擴(kuò)張狀態(tài)(Bianetal., 2004；Yangetal., 2009; 劉戰(zhàn)慶等, 2011)，近年來(lái)也有觀點(diǎn)認(rèn)為古特提斯洋在早古生代和晚古生代之交已經(jīng)開始打開(Dongetal., 2020; 李文淵等, 2022a, b)。古特提斯洋開始俯沖消減發(fā)生在早-中二疊世(Chenetal., 2001；Yangetal., 2009)，以形成巨量島弧巖漿巖為特征(莫宣學(xué)等, 2007)。而對(duì)于洋盆閉合的時(shí)限則存在晚二疊世(殷鴻福和張克信，1997; Panetal., 2012)、早三疊世(Huangetal., 2014)、中三疊世(郭正府等, 1998; Xiaetal., 2014; Xiongetal., 2014)和晚三疊世之后(Dingetal., 2014; Wuetal., 2019)等多種觀點(diǎn)，這種分歧嚴(yán)重制約了對(duì)東昆侖晚古生代期間構(gòu)造演化的認(rèn)識(shí)。產(chǎn)生這一分歧的主要原因是對(duì)東昆侖造山帶印支期火山巖的成因和構(gòu)造屬性認(rèn)識(shí)不同，如部分學(xué)者認(rèn)為其來(lái)源于古老陸殼部分熔融的產(chǎn)物(封鏗等, 2022)，也有學(xué)者認(rèn)為其可能為新生下地殼部分熔融形成(Zhuetal., 2022)，還有學(xué)者認(rèn)為其形成與古特提斯洋洋殼部分熔融有關(guān)(Huangetal., 2014; Shaoetal., 2017, 2021)。另外，東昆侖大量金、銀、銅、鉛、鋅等多金屬礦床的形成也與三疊紀(jì)的巖漿作用有關(guān)，如東昆侖東段哈日扎、那更、賽什堂等地陸續(xù)發(fā)現(xiàn)與晚三疊世鄂拉山組陸相火山巖有關(guān)的鉛、銀多金屬礦床(Fengetal., 2017; Zhangetal., 2017; Chenetal., 2022)，表明該地層具有重要的成礦潛力。因此，對(duì)三疊紀(jì)火山巖特別是鄂拉山組火山巖的研究具有重要的理論意義和經(jīng)濟(jì)價(jià)值。

本次研究選取東昆侖西段夏日哈木地區(qū)廣泛出露的一套印支期安山巖作為研究對(duì)象，通過(guò)對(duì)其進(jìn)行詳細(xì)的鋯石U-Pb年代學(xué)、Hf同位素和全巖主、微量元素、Sm-Nd同位素等研究，探討其時(shí)代歸屬、巖石成因及其對(duì)區(qū)域構(gòu)造演化的意義，為東昆侖西段古特提斯洋演化提供新的證據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

東昆侖造山帶位于青藏高原的東北部(圖1)，北部以柴達(dá)木盆地南緣斷裂為界與柴達(dá)木盆地分隔，南鄰布青山-阿尼瑪卿構(gòu)造混雜巖帶及巴顏喀拉造山帶，西部以阿爾金斷裂為界與西昆侖相連，東部大致以溫泉斷裂與秦嶺相接(李榮社等, 2007)。東昆侖造山帶以東昆中斷裂帶為界分為東昆北地體和東昆南地體(姜春發(fā)等, 1992)。東昆北地體以出露大面積中-新元古代變質(zhì)基底金水口群(Liuetal., 2005; Heetal., 2016)和加里東期-印支期的侵入巖(莫宣學(xué)等, 2007)為特征。金水口群的巖性以片麻巖-斜長(zhǎng)角閃巖-大理巖為主，后期經(jīng)歷了新元古代(Heetal., 2016)和早古生代(張建新等, 2003; Liuetal., 2005; 李懷坤等, 2006; Wangetal., 2022b)變質(zhì)熱事件，變質(zhì)變形強(qiáng)烈，局部可達(dá)麻粒巖-榴輝巖相(Mengetal., 2013; 孟繁聰?shù)? 2015; Songetal., 2018; Bietal., 2022)。該區(qū)還分布大量加里東期-印支期的侵入巖，其中加里東期侵入巖主要出露泥盆紀(jì)花崗巖，少量的閃長(zhǎng)巖和輝長(zhǎng)巖(Duanetal., 2020)，印支期侵入巖主要出露晚二疊世-三疊紀(jì)花崗巖、基性巖體及基性巖墻群(Dongetal., 2018)。

圖1 東昆侖造山帶及鄰區(qū)區(qū)域構(gòu)造格架簡(jiǎn)圖(據(jù)張建新等，2015修改)

上述巖石的形成主要與其經(jīng)歷了早古生代原特提斯洋和晚古生代-早中生代古特提斯洋兩個(gè)不同構(gòu)造旋回的演化過(guò)程有關(guān)(莫宣學(xué)等, 2007)。已有多位學(xué)者闡述了東昆侖造山帶多旋回、多板塊、多期次拼貼的構(gòu)造演化歷史(姜春發(fā)等, 1992; 許志琴等, 2006)。東昆侖早古生代洋盆在早寒武世之前打開和擴(kuò)張(Yangetal., 1996; Bianetal., 2004; 祁曉鵬等, 2016; Lietal., 2019, 2021)，早奧陶-中志留世原特提斯洋持續(xù)俯沖消減，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為原特提斯洋在～430Ma閉合(Mengetal., 2013; 劉彬等, 2013)，并且在早泥盆世(～420Ma)構(gòu)造體制由擠壓轉(zhuǎn)變?yōu)樯煺?陸露等, 2010; Songetal., 2016)。晚石炭世古特提斯洋開始擴(kuò)張(340～333Ma, Yangetal., 2009; 劉戰(zhàn)慶等, 2011)，中二疊世-早三疊世(270～240Ma)持續(xù)俯沖，主要形成鈣堿性閃長(zhǎng)巖-石英閃長(zhǎng)巖，240Ma之后主要形成富鉀鈣堿性含暗色微粒包體為特征的花崗巖-花崗閃長(zhǎng)巖(陳國(guó)超等, 2020; Shaoetal., 2021)。

2 研究區(qū)地質(zhì)及火山巖特征

研究區(qū)位于東昆侖造山帶西段東昆北地體(圖1)，地理位置處于青海省格爾木市西部夏日哈木地區(qū)。研究區(qū)南部主要出露中-新元古代金水口群片麻巖，夾有大理巖、斜長(zhǎng)角閃巖(李爽等, 2021)和榴輝巖透鏡體(祁生勝等, 2014; 范亞洲等, 2018)，新元古代花崗巖侵入到片麻巖中(王冠等, 2016)。此外，侵入到片麻巖中的還有鎂鐵-超鎂鐵巖，其形成時(shí)代為430～400Ma，這些超基性巖體中賦存有超大型鎳-鈷硫化物礦床(王冠等, 2014a; Lietal., 2015; 姜常義等, 2015; Songetal., 2016; Zhangetal., 2019)，在夏日哈木礦區(qū)北部還出露早泥盆世正長(zhǎng)花崗巖(王冠等, 2013)。研究區(qū)北部主要出露奧陶系納赤臺(tái)群長(zhǎng)石砂巖、變玄武巖和白云巖，大面積鄂拉山組火山巖地層，該地層角度不整合覆蓋在奧陶系以及石炭系地層之上，局部與中泥盆世正長(zhǎng)花崗巖斷層接觸(圖2)。區(qū)內(nèi)還出露少量印支期閃長(zhǎng)巖(王冠等, 2014b)、石英閃長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)花崗巖和花崗閃長(zhǎng)巖等侵入巖。

圖2 夏日哈木地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)王冠等, 2014a; 趙明福等, 2018修改)

區(qū)內(nèi)火山碎屑巖與火山熔巖呈互層狀產(chǎn)出，并以火山碎屑巖為主，可見火山角礫巖、凝灰?guī)r等；熔巖次之，主要為中-酸性巖，包括安山巖、英安巖以及流紋巖(趙明福等, 2018)，未見基性巖出露，巖石蝕變較弱，局部發(fā)育沉積巖夾層(圖3a)。本次采集樣品皆為安山巖，西部樣品K17-5-8采樣坐標(biāo)： 36°38′12″N、93°19′16″E；東部樣品K17-2-2采樣坐標(biāo)：36°32′05″N、93°32′44″E。野外可見同期花崗閃長(zhǎng)巖與該安山巖直接接觸(圖3b)。安山巖蝕變較弱，手標(biāo)本主要呈灰黑色，風(fēng)化后呈鐵銹色。顯微鏡下東、西段樣品略有區(qū)別：西段樣品斑晶主要由斜長(zhǎng)石和單斜輝石組成，少量綠泥石化角閃石(圖3c)，其中斜長(zhǎng)石粒徑0.5～1mm，含量約30%，單斜輝石粒徑0.2～0.6mm，含量約15%，副礦物見少量磁鐵礦；東段樣品斑晶主要以具有環(huán)帶特征的斜長(zhǎng)石和綠泥石化角閃石為主(圖3d)，其中斜長(zhǎng)石粒徑0.5～1.5mm，含量約35%，綠泥石化角閃石粒徑0.2～0.5mm，含量約15%。斑晶礦物組成表明西段樣品基性程度更高。

圖3 夏日哈木地區(qū)鄂拉山組安山巖特征

3 測(cè)試方法

3.1 全巖主、微量元素

全巖主、微量元素在自然資源部國(guó)家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心完成。主量元素通過(guò)XRF(X熒光光譜儀3080E)方法測(cè)試，分析精度5%。微量元素和稀土元素(REE)通過(guò)等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS-Excel)分析，其中Nb、Ta、Zr和Hf用堿溶法和沉淀酸提取，用等離子質(zhì)譜法進(jìn)行測(cè)定，微量元素和稀土元素中含量大于10×10-6的元素測(cè)試精度約為5%，而小于10×10-6的元素精度約為10%。

3.2 Sm-Nd同位素組成

Sm-Nd同位素測(cè)試在中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院固體同位素地球化學(xué)實(shí)驗(yàn)室完成。樣品的化學(xué)分離純化在凈化實(shí)驗(yàn)室完成，比值測(cè)定采用同位素稀釋法在熱電離質(zhì)譜計(jì)MAT262上進(jìn)行。Nd同位素比值測(cè)定采用146Nd/144Nd=0.7219進(jìn)行質(zhì)量分餾標(biāo)準(zhǔn)化校正，化學(xué)流程和同位素比值測(cè)定見Chenetal. (2007)。

3.3 鋯石LA-ICP-MS U-Pb測(cè)年

測(cè)年樣品鋯石的挑選在河北省地質(zhì)礦產(chǎn)局廊坊區(qū)調(diào)院實(shí)驗(yàn)室利用標(biāo)準(zhǔn)重礦物分離技術(shù)分選完成。樣品經(jīng)常規(guī)方法破碎研磨，淘洗后用重液分選，在雙目鏡下挑選鋯石顆粒，選擇晶形完好并且純凈透明的鋯石，將鋯石和標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEM一起粘在玻璃板上，對(duì)其進(jìn)行反射光、透射光和陰極發(fā)光(CL)圖像照相以及LA-ICP-MS分析。

鋯石U-Pb同位素測(cè)試在天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所完成，所用儀器為Neptune多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀和193nm激光取樣系統(tǒng)(LA-MC-ICP-MS)。選擇鋯石中的合適區(qū)域，利用193nm FX激光器對(duì)鋯石進(jìn)行剝蝕，束斑直徑為35μm，激光能量密度為13～14J/cm2，頻率為8～10Hz。所用鋯石標(biāo)樣為TEMORA標(biāo)準(zhǔn)鋯石，數(shù)據(jù)處理采用ICP-MS DataCal程序(Liuetal., 2010)和ISOPLOT程序(Ludwig, 2003)進(jìn)行分析和作圖，采用208Pb對(duì)普通鉛進(jìn)行校正，利用NIST612作為外標(biāo)計(jì)算鋯石樣品的Pb、U含量(李懷坤等, 2009)。采用206Pb/238U年齡的加權(quán)平均年齡值，數(shù)據(jù)誤差為1σ，加權(quán)平均年齡值誤差為1σ。

3.4 鋯石Lu-Hf同位素

鋯石Lu-Hf同位素的測(cè)定在天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所完成，測(cè)試儀器為Neptune多接收等離子質(zhì)譜和Newwave UP213激光剝蝕系統(tǒng)(LA-MC-ICP-MS)，實(shí)驗(yàn)中以He作為載氣，剝蝕束斑直徑采用35μm，參考物質(zhì)使用鋯石國(guó)際標(biāo)樣GJ-1，分析點(diǎn)近似位于鋯石U-Pb定年分析點(diǎn)位置。儀器運(yùn)行操作條件及詳細(xì)分析流程見耿建珍等(2011)。分析過(guò)程中標(biāo)樣GJ1的176Hf/177Hf測(cè)試加權(quán)平均值為0.282015±10 (2σ, n=10)。

4 分析結(jié)果

4.1 全巖地球化學(xué)

本次研究選取13塊新鮮巖石樣品進(jìn)行全巖地球化學(xué)測(cè)試，測(cè)試結(jié)果見表1。樣品SiO2含量為59.45%～63.10%，TiO2含量介于0.72%～0.80%之間，K2O含量在1.42%～3.50%，平均2.97%，Na2O含量在2.51%～3.70%，Mg#為28～51，平均45。樣品的A/CNK在1.2～2.0之間，且Al2O3含量大于K2O、Na2O和CaO含量之和，反映巖石具有弱鋁飽和特征。在火山巖硅堿圖中，樣品的投點(diǎn)基本落入安山巖區(qū)(圖4a)；在SiO2-K2O圖中，除一個(gè)樣品落入中鉀區(qū)域，其余樣品均落入高鉀系列區(qū)域(圖4b)。

圖4 夏日哈木安山巖地球化學(xué)分類

表1 夏日哈木安山巖全巖主量(wt%)、微量(×10-6)元素含量

樣品稀土總量較高，介于141.9×10-6～189.9×10-6之間。(La/Yb)N=7.71～10.54，輕稀土富集，重稀土虧損。δEu介于0.65～0.75 之間，具弱的負(fù)銪異常。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線呈向右緩傾的輕稀土富集型(圖5a)，但重稀土分餾不明顯，具相對(duì)平坦的型式，銪具弱負(fù)異常特征，各稀土曲線近于平行。安山巖大離子親石元素K、Rb、Ba的含量較高，Rb含量為54.6×10-6～178.0×10-6、Ba為462×10-6～840×10-6。Sr含量為239×10-6～793×10-6。高場(chǎng)強(qiáng)元素方面，Th含量為10.8×10-6～19.5×10-6，Hf含量為4.96×10-6～7.57×10-6，U含量為2.5×10-6～4.3×10-6，Zr為166×10-6～252×10-6，含量均較高。Nb、Ta、Ti含量較低，Nb含量為8.7×10-6～13.0×10-6，Ta為0.67×10-6～0.93×10-6。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖5b)中，表現(xiàn)為強(qiáng)不相容元素Rb、Ba、U、Th強(qiáng)烈富集，中等不相容元素La、Ce、Nd、Zr、Hf、Sm等中等富集，Ta、Nb虧損，弱不相容元素Ti、P虧損，K富集， 其特征與島弧火山巖分布型式基本相似(Tamuraetal., 2014)。

圖5 夏日哈木安山巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

4.2 Sm-Nd同位素特征

夏日哈木安山巖的全巖Sm-Nd同位素組成見表2。安山巖的Sm、Nd含量分別為5.05×10-6～ 5.51×10-6和23×10-6～25×10-6，147Sm/144Nd值變化范圍較大(0.1305～0.1333)，143Nd/144Nd值范圍比較集中，為0.512319～0.512384，εNd(0)值范圍為-6.2～-5.0，εNd(t)值范圍較小，為-4.3～-3.1。

表2 夏日哈木安山巖Sm-Nd同位素?cái)?shù)據(jù)

4.3 鋯石U-Pb年代學(xué)

采用LA-ICP-MS法對(duì)安山巖(K17-5-8.9)中選取的16顆鋯石進(jìn)行了測(cè)試(表3)。根據(jù)鋯石陰極發(fā)光圖像(圖6)，鋯石顆粒自形程度較高，顆粒大小約100～150μm，多呈短柱狀，圍繞核部具有明顯的震蕩環(huán)帶，個(gè)別發(fā)育扇形分帶或平行晶體長(zhǎng)軸的生長(zhǎng)條帶；少部分鋯石邊部具有溶蝕結(jié)構(gòu)，反映后期可能受到改造作用。鋯石Th/U比值為0.58～1.31之間，平均0.81，具巖漿鋯石特征。鋯石年齡集中分布在諧和線上(圖7)，206Pb/238U加權(quán)平均年齡223±2Ma(MSWD=1.5, n=16)代表了鋯石的結(jié)晶年齡，指示安山巖的形成時(shí)代為晚三疊世。

圖6 夏日哈木安山巖代表性鋯石陰極發(fā)光圖片

表3 夏日哈木安山巖(樣品K17-5-8.9)LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年分析結(jié)果

圖7 夏日哈木安山巖鋯石U-Pb同位素年齡諧和圖(a)和加權(quán)平均年齡(b)

4.4 鋯石Lu-Hf同位素特征

在安山巖中選定的鋯石顆粒上進(jìn)行Lu-Hf同位素測(cè)試(表4)。鋯石176Yb/177Hf值范圍從0.0257到0.0685，176Lu/177Hf值范圍從0.0006到0.0014。所有測(cè)點(diǎn)都具有小于0.002的176Lu/177Hf值，表明放射性成因176Hf很少。176Hf/177Hf范圍在0.282540～0.282668之間，εHf(t)值范圍從-3.4到+1.1，加權(quán)平均數(shù)為-1.3。鋯石模式年齡tDM在831～1003Ma之間，tDM2在1591～1994Ma之間。

表4 夏日哈木安山巖(樣品號(hào)K17-5-8.9)鋯石Lu-Hf同位素?cái)?shù)據(jù)

5 討論

5.1 巖石成因

本次研究的樣品中除兩個(gè)樣品外其余樣品燒失量(LOI)皆小于2.1%(表1)，表明巖石蝕變較弱。從巖石化學(xué)特征看，本次研究的火山巖巖石類型以安山巖為主，未見玄武巖出露，巖石地球化學(xué)成分均一?？紤]到巖石鋯石中未發(fā)現(xiàn)繼承鋯石，且具有相對(duì)穩(wěn)定的全巖εNd(t)值和鋯石εHf(t)值，稀土、微量元素圖解中各樣品分配形式一致(圖5)，表明巖石保留了其原始地球化學(xué)性質(zhì)，且Nb、Th、Yb、Nd、Sm、La、Ba等元素在化學(xué)風(fēng)化作用中較穩(wěn)定，可用于討論安山巖的成因。

安山巖La/Yb-La圖解(圖8a)表明巖石主要為部分熔融形成，分離結(jié)晶作用并不明顯。安山巖具有較低的SiO2(59.45%～63.10%)、較高的Al2O3(16.19%～17.66%)含量特征，結(jié)合較低的Co(6.72×10-6～16.5×10-6)、Ni(4.58×10-6～10.4×10-6)含量特征表明巖石可能起源于地殼熔體。研究表明，由加厚下地殼拆沉部分熔融產(chǎn)生的巖漿巖具有較高(>45)的Mg#(Rapp and Watson, 1995)，本次研究的樣品Mg#值介于42～51(其中1個(gè)樣品為28，可能由蝕變引起)，13個(gè)樣品中有9個(gè)樣品Mg#值為45～51)，較高的Mg#值以及La/Yb和La相關(guān)關(guān)系表明其主要為地殼物質(zhì)的部分熔融，受到地幔熔體的影響(圖8b)，西部樣品(圖3d)中的斜長(zhǎng)石具有環(huán)帶結(jié)構(gòu)也可能與巖漿混合作用有關(guān)。樣品的Th含量(11.0×10-6～15.1×10-6，平均12.4 ×10-6)和U含量(2.51×10-6～3.98×10-6，平均3.04×10-6)高于平均上地殼值(10.5×10-6和2.7×10-6, Rudnick and Gao, 2003)，暗示其不可能為地幔源區(qū)部分熔融導(dǎo)致。樣品的La/Nb值為3.02～3.51，高于平均地殼(2.2)和地幔(1)組成，Nb/Ta值為11.85～17.46，高于平均地殼(11)但略小于地幔(17.7)值，同樣表明巖石主要為殼源成因，但受到殼幔混合作用的影響。樣品具有相對(duì)較低的K2O/Na2O、Al2O3/(MgO+TiO2+Fe2O3T)，暗示巖石可能源于下地殼的脫水熔融(圖8c)。Rappetal.(1991)實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究表明，玄武巖在0.8GPa下發(fā)生部分熔融時(shí)殘留相為角閃石+斜長(zhǎng)石±斜方輝石(無(wú)石榴石)，在1.6GPa時(shí)，殘留相為石榴石+單斜輝石±角閃石±斜長(zhǎng)石±斜方輝石。巖石具有較低壓力熔融的主量元素特征(圖8c)，同時(shí)具有負(fù)Eu異常特征，結(jié)合巖石具有較低的Sr/Y、La/Y值(圖8d)，源區(qū)可能殘留斜長(zhǎng)石，推測(cè)巖石源于較低壓力條件下的部分熔融。

圖8 夏日哈木安山巖巖石化學(xué)圖解

樣品屬于高鉀鈣堿性系列，具有富集LILEs和虧損Nb、Ta的島弧相關(guān)巖漿特征，可能反映了陸殼與地幔的混合過(guò)程。鋯石εHf(t)值大于0表明巖漿源區(qū)為虧損地?；蛐律貧ぃ粗畡t以古老地殼或富集地幔源區(qū)為主體(Vervoort and Patchett, 1996)，安山巖鋯石εHf(t)值較低(-3.4～+1.1)，主體小于0，表明其主要來(lái)源于古老地殼或富集地幔源區(qū)。由于樣品鋯石普遍具有高于古老地殼熔體鋯石Hf同位素的特征，并且與富集地幔源區(qū)的熔體相近(圖9a)，結(jié)合巖石地殼化學(xué)特征，表明其可能來(lái)源于古老下地殼部分熔融，并受富集地幔物質(zhì)的影響(圖8c)。同時(shí)，全巖Sm-Nd同位素模式年齡(1418～1538Ma)，鋯石Lu-Hf同位素一階段模式年齡(tDM)在831～1003Ma之間，二階段模式年齡(tDM2)在1591～1994Ma之間，遠(yuǎn)大于其形成年齡，這與鄂拉山組流紋巖具有相同的特征(Fanetal., 2022; 封鏗等, 2022)，與東昆侖古老基底金水口群的形成年代一致(Heetal., 2016)。結(jié)合主量元素特征(圖8c)，安山巖可能來(lái)源于中-新元古代金水口群中的斜長(zhǎng)角閃巖。夏日哈木安山巖εNd(t)值(-4.3～-3.1)位于古老地殼熔體與富集地幔熔體之間(圖9b)，與東昆侖地區(qū)殼源Ⅰ型花崗巖(-10.5～-3.1, Shaoetal., 2015; Xiongetal., 2016)相近，略低于來(lái)源于富集地幔熔融的中基性巖(-3.9～+0.1, Huetal., 2016; Liuetal., 2017; Yinetal., 2017; Zhaoetal., 2020)，遠(yuǎn)低于虧損地幔來(lái)源的N-MORB(+12.2～+12.8, 郭安林等, 2007)。同時(shí)，巖石落入全球下地殼熔體范圍(圖9b)，進(jìn)一步暗示巖石可能起源于下地殼熔體。

圖9 夏日哈木安山巖Nd-Hf同位素圖解

5.2 構(gòu)造意義

本次研究的安山巖樣品形成年齡為223Ma，屬于晚三疊世(圖7)，與祁漫塔格野牛溝、土房子地區(qū)基性巖墻和火山巖時(shí)代相近，后者年齡集中在220～218Ma(Huetal., 2016)。前人將東昆侖地區(qū)廣泛分布的一套晚三疊世中-酸性鈣堿性系列火山巖組合歸屬為鄂拉山組(八寶山組；姜春發(fā)等, 1992)。相比東昆侖西段而言，東昆侖東段鄂拉山組火山巖的研究程度較高，都蘭-香日德地區(qū)鄂拉山組火山巖形成時(shí)代集中在235～210Ma，如波洛斯英安巖(235～233Ma；封鏗等, 2022)、鄂拉山流紋巖(228Ma；Huetal., 2016)、哈日扎英安巖(228～225Ma；Fanetal., 2022)、那更英安巖(222～218Ma；Fanetal., 2022)和流紋巖(228Ma、213Ma；Chenetal., 2022)、香日德流紋巖(214～212Ma；丁爍等, 2011)等。晚三疊世東昆侖不同地區(qū)可能存在板片斷離、巖石圈地幔拆沉、軟流圈地幔上涌等不同作用(Fanetal., 2022)，表明不同地區(qū)的鄂拉山組火山巖可能為不同構(gòu)造-巖漿事件的產(chǎn)物。

區(qū)域地質(zhì)研究表明，布青山蛇綠混雜巖所代表的阿尼瑪卿-布青山洋是東昆侖造山帶晚古生代時(shí)期的主洋盆，控制著古特提斯洋演化歷史和區(qū)域構(gòu)造格架(姜春發(fā)等, 1992)。盡管古特提斯洋打開的精確時(shí)限尚不清楚，但近年來(lái)有學(xué)者認(rèn)為古特提斯洋在早泥盆世已經(jīng)開始打開，早石炭世已成為成熟大洋(Dongetal., 2020; 李文淵等, 2022a, b)，也有學(xué)者認(rèn)為原-古特提斯洋構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換發(fā)生在晚泥盆世(楊金中等, 1999; Wangetal., 2022b)，不過(guò)普遍認(rèn)為古特提斯洋在晚石炭世處于擴(kuò)張狀態(tài)(Yangetal., 2009; 劉戰(zhàn)慶等, 2011; Wangetal., 2022a)，隨后大洋持續(xù)俯沖消減直至閉合。對(duì)古特提斯洋閉合的精確時(shí)限也存在很多不同觀點(diǎn)，Yangetal.(2009)認(rèn)為早-中二疊世大洋已經(jīng)關(guān)閉；吳福元等(2020)認(rèn)為大洋在早三疊世(250Ma)關(guān)閉；熊富浩等(2011)認(rèn)為早三疊世(251Ma)東昆侖仍處于俯沖環(huán)境，具有典型的溝弧盆體系，其中，中灶火和巴隆地區(qū)發(fā)育早三疊世弧后伸展背景下的鎂鐵質(zhì)巖墻群(259～249Ma)(羅文行等, 2013; 菅坤坤等, 2015; Xiongetal., 2019)；Zhaoetal.(2020)認(rèn)為中三疊世(240Ma)東昆侖由俯沖轉(zhuǎn)為碰撞環(huán)境；此外，也有學(xué)者認(rèn)為古特提斯洋的俯沖過(guò)程至少持續(xù)到中三疊世晚期(Zhangetal., 2012; Xiongetal., 2014, 2016; Lietal., 2018b)。中-晚三疊世(～240Ma)古特提斯洋進(jìn)入碰撞造山時(shí)期，形成一系列同碰撞侵入巖和火山巖(Huangetal., 2014; Shaoetal., 2017)。

晚三疊世侵入巖(230～223Ma)和成礦峰期表明該時(shí)期可能為古特提斯洋構(gòu)造由擠壓向伸展轉(zhuǎn)換的關(guān)鍵時(shí)期(Xiongetal., 2014; Renetal., 2016; 陳國(guó)超等, 2020; Zhaoetal., 2020)，這也得到很多學(xué)者的支持。Huetal. (2016)認(rèn)為晚三疊世基性巖墻群(228～218Ma)是碰撞后伸展背景的產(chǎn)物；Dongetal. (2018)認(rèn)為220～200Ma一系列蛇綠混雜巖相關(guān)的侵入巖、火山巖和沉積序列代表碰撞后伸展環(huán)境的產(chǎn)物；Zhangetal. (2017)認(rèn)為東昆侖東段賽什堂地區(qū)富Cu斑巖(218～224Ma)來(lái)源于碰撞后伸展背景下的巖漿活動(dòng)。與俯沖和同碰撞背景不同，這一時(shí)期主要形成具有后碰撞特征的Ⅰ型花崗巖、埃達(dá)克質(zhì)和少量A2型花崗巖(Huetal., 2016; Kamaunjietal., 2021; Fanetal., 2022)，巖漿向高鉀鈣堿性系列演化，部分巖漿巖具A型花崗巖和埃達(dá)克質(zhì)巖漿巖特征也反映了東昆侖地區(qū)在220～210Ma已處于加厚下地殼拆沉導(dǎo)致的伸展構(gòu)造背景中(Shaoetal., 2021; Zhuetal., 2022)。雖然從碰撞擠壓到碰撞后延伸的確切時(shí)間仍存在爭(zhēng)議，但區(qū)域地質(zhì)研究表明在～230Ma，東昆侖構(gòu)造體制已由碰撞擠壓向伸展環(huán)境轉(zhuǎn)變。另外，沉積巖方面的證據(jù)表明，下三疊統(tǒng)洪水川組、中三疊統(tǒng)鬧倉(cāng)堅(jiān)溝組發(fā)育弧前盆地沉積體系，其中的英安質(zhì)火山巖具有活動(dòng)大陸邊緣島弧性質(zhì)(Lietal., 2015)，中三疊統(tǒng)希里克特組具有海陸交互相沉積特征，上三疊統(tǒng)鄂拉山組(八寶山組)為陸相碎屑巖沉積組合(姜高磊等, 2014)，反映了古特提斯洋晚三疊世早期大陸碰撞基本完成(李瑞保等, 2012)。

本次安山巖樣品顯示出貧鐵、鎂而富堿的特征，稀土配分型式呈向右緩傾的輕稀土富集型，但重稀土分餾不明顯，具相對(duì)平坦的型式，銪弱虧損；各稀土曲線近于平行，其分布型式與現(xiàn)代島弧火山巖稀土元素配分型式相似，反映巖漿來(lái)源于輕稀土未虧損的或輕微富集的源區(qū)，與東昆侖造山帶三疊紀(jì)(250～235Ma)同碰撞花崗巖明顯的負(fù)Eu異常(圖5)有所區(qū)別(Xiaetal., 2014; Lietal., 2015; Shaoetal., 2017)，暗示安山巖與三疊紀(jì)同碰撞花崗巖俯沖洋殼部分熔融成因有所不同(Niuetal., 2013)。微量元素特征表現(xiàn)為強(qiáng)不相容元素Rb、Ba、U、Th強(qiáng)烈富集，Ta、Nb、Ti虧損，樣品的Zr/Y值為6.33～8.65，介于大陸弧范圍內(nèi)(4～12；Condie, 1989)，La/Nb比值(3.02～3.36)也與活動(dòng)大陸邊緣弧巖漿特征一致(大于2)。全球新生代安山巖地球化學(xué)成分研究顯示，常用的玄武巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解可用于安山巖環(huán)境判別中(劉欣雨等, 2017)，TiO2-Zr圖解(圖10a)中巖石落入火山弧玄武巖區(qū)，在Th/Yb-Ta/Yb圖解(圖10b)中落入大陸弧區(qū)，同時(shí)安山巖εNd(t)值和鋯石εHf(t)值也與東昆侖地區(qū)中三疊世島弧花崗巖相似(Lietal., 2018a)，說(shuō)明形成安山巖的源區(qū)與島弧巖漿有關(guān)。通常認(rèn)為，大洋俯沖消減作用會(huì)形成大量具有陸緣弧性質(zhì)的中酸性侵入巖、火山巖以及弧后盆地巖漿巖組合(莫宣學(xué)等, 2007)，如巴隆地區(qū)和哈拉尕吐地區(qū)的島弧花崗巖(263～244Ma；Zhangetal., 2012; Lietal., 2018a)；溝里地區(qū)和大灶火溝的島弧火山巖(255～244Ma；史連昌等, 2016; 張新遠(yuǎn)等, 2020)。但近年來(lái)有學(xué)者在東昆侖西段識(shí)別出晚三疊世島弧巖漿巖(鄧紅賓等, 2018; 徐博等, 2020)，據(jù)此提出古特提斯洋在東昆侖西段關(guān)閉時(shí)間較晚，可推遲到晚三疊世之后(鄧紅賓等, 2018)，認(rèn)為晚三疊世晚期仍存在洋殼俯沖消減作用(劉紅濤, 2001)。實(shí)際上，具備島弧特征的巖漿巖并不一定代表其形成時(shí)存在俯沖作用，其源區(qū)的“富集”特征可能是由早期的俯沖作用造成的。如在東昆侖東段晚三疊世晚期(216Ma)同樣可形成島弧特征的巖漿巖(張明東等, 2018)。

圖10 夏日哈木安山巖構(gòu)造環(huán)境判別圖(據(jù)Pearce, 1982)

本次研究的安山巖屬于高鉀鈣堿性系列巖石，一般認(rèn)為，該系列巖石形成于造山后伸展背景環(huán)境(鄧晉福等, 2004)。碰撞伸展環(huán)境的巖漿巖源區(qū)會(huì)受到早期洋/陸俯沖作用的影響，導(dǎo)致其表現(xiàn)出類似島弧火山巖特征，如富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素和Nb、Ta，造山帶中板塊俯沖的巖漿作用可能存在延遲效應(yīng)(張明東等, 2018)。因此，碰撞后伸展環(huán)境下也可以產(chǎn)生具有島弧特征的巖石(Aldanmazetal., 2000)。東昆侖地區(qū)發(fā)育的島弧性質(zhì)中酸性火山巖具有低的εNd(t)、較高的Nb/Ta值和Zr/Hf值，常被認(rèn)為與殼幔混合作用有關(guān)(Xiongetal., 2012)，羅照華等(2002)認(rèn)為幔源玄武質(zhì)巖漿底侵作用可能從早三疊世(～250Ma)一直持續(xù)到晚三疊世(～220Ma)，導(dǎo)致碰撞后伸展環(huán)境產(chǎn)生“俯沖”印記的巖漿巖，在時(shí)間上產(chǎn)生了滯后效應(yīng)。夏日哈木地區(qū)的晚三疊世安山巖就是這種滯后效應(yīng)在東昆侖西段的體現(xiàn)。

綜上所述，古特提斯洋在晚三疊世已進(jìn)入碰撞后伸展環(huán)境，夏日哈木地區(qū)晚三疊世(223Ma)安山巖雖然具有“島弧”特征，但形成于古特提斯洋閉合之后。碰撞后的伸展作用引發(fā)早期俯沖作用有關(guān)的地幔源區(qū)發(fā)生部分熔融，形成的玄武質(zhì)巖漿底侵，造成古老下地殼熔融，最終形成夏日哈木安山巖。

6 結(jié)論

(1)夏日哈木地區(qū)鄂拉山組安山巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡為223±2Ma，表明其形成于晚三疊世。

(2)安山巖屬于高鉀鈣堿性巖石系列，具有富集輕稀土、大離子親石元素，虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素的島弧火山巖特征，全巖εNd(t)值(-4.3～-3.1)和鋯石εHf(t)值(-3.4～+1.1)表明巖石來(lái)源于受富集地幔熔體底侵影響的古老下地殼部分熔融體。

(3)與古特提斯洋演化有關(guān)的晚三疊世安山巖形成于碰撞后伸展環(huán)境。

致謝范亞洲、李健在野外工作中給予了協(xié)助；薛懷民、熊富浩、張照偉對(duì)論文初稿提出了寶貴的修改意見；在此一并表示衷心感謝！