甘肃柳园地区晚三叠世辉绿岩脉年代学和地球化学研究及其对北山造山带早中生代构造演化的指示
2020-08-12孙海瑞吕志成于晓飞李永胜杜泽忠吕鑫杜轶伦公凡影
孙海瑞 吕志成 于晓飞 李永胜 杜泽忠 吕鑫 杜轶伦 公凡影
1. 中国地质调查局发展研究中心，北京 1000372. 自然资源部矿产勘查技术指导中心，北京 1000831.
位于东欧板块、西伯利亚板块、华北板块和塔里木板块之间的中亚造山带是古亚洲洋长期俯冲消减的结果(图1a)(Jahnetal., 2000; Songetal., 2013; Han and Zhao, 2018; Xiaoetal., 2018)，为探讨大陆增生-改造过程与成矿作用提供了天然实验室(肖文交等, 2008)。
图1 中亚造山带构造位置图(a, 据He et al., 2018)、北山造山带构造简图 (b, 据Zhang et al., 2015)及柳园东北部地区地质简图(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)
甘肃北山地区位于中亚造山带中段南缘，其西侧以星星峡断裂为界与东天山毗邻，东侧以阿尔金断裂为界与阿拉善相邻，其特殊的构造位置、复杂的物质组成和强烈的构造、岩浆活动，一直受到地质学界的广泛关注，对该区构造、岩浆作用的研究为全面剖析中亚造山带的演化过程发挥了重要作用(许志琴和杨经绥, 1999；蔡志慧等, 2012；Lietal., 2013；Wangetal., 2017；过磊等, 2018)。此外，甘肃北山地区也是我国北方重要的铜、钼、金、铁多金属成矿带之一，区内许多金矿床和多金属矿床与三叠纪构造-岩浆作用存在密切的时空关系(江思宏等, 2001；王涛等, 2008；李舢等, 2010；彭振安等, 2010；苗来成等, 2014；过磊等, 2018)。因此，前人对该区三叠纪花岗质侵入岩的岩石学、年代学和地球化学开展了大量研究工作(Lietal., 2012；朱江等, 2013, 2015；Zhengetal., 2014；Wangetal., 2017)，但对辉绿岩等基性岩体(脉)的关注很少(刘畅等, 2006)。辉绿岩墙是软流圈或岩石圈地幔岩浆侵入的产物，也是岩石圈伸展作用和构造-岩浆活动的重要标志，因此，其研究对于查明三叠纪构造、岩浆、成矿作用发生时的构造环境至关重要(Halls, 1982; 邵济安和张履桥, 2002)。
基于甘肃北山花牛山-柳园地区1:50000矿产地质调查岩脉填图成果，本文以柳园地区辉绿岩脉为研究对象，系统开展了岩石学、锆石U-Pb年代学、Hf同位素示踪及岩石地球化学研究，探讨其形成的时代、成因机制和构造环境，从而为北山三叠纪构造、岩浆、成矿作用的系统研究提供更多证据。
图2 柳园辉绿岩脉露头、样品及镜下照片(a)辉绿岩脉穿插于中石炭世似斑状花岗岩；(b)辉绿岩脉标本照片；(c、d)显微镜下辉绿岩显示辉石和斜长石都遭受较强蚀变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 区域地质背景
北山南部位于中亚造山带的中段南缘，包括红柳河-牛圈子-洗肠井蛇绿混杂岩带以南至敦煌地块北缘的区域，其形成与敦煌地体、花牛山地体以及古亚洲洋南部复杂增生体俯冲碰撞有关(图1a)。贯穿研究区的四条断裂带自北向南分别是红石山、星星峡-石板井、红柳河-洗肠井和柳园断裂(图1b)，这四条断裂可能分别代表了分隔西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块和塔里木板块的古洋盆，前人称其为“蛇绿混杂岩带” (左国朝等, 2003; Xiaoetal., 2010)。区内断裂主要呈北西西、近东西和北东走向。晚石炭世至早-中二叠世的地层均有分布，由西往东沿独山-红柳园-后红泉-野马井一线广泛分布，地层由老至新分别是干泉组、双堡塘组、菊石滩组、金塔组(甘肃省地质矿产局, 1997)。干泉组下部由砾岩、砂岩和泥岩组成，局部出现生物碎屑灰岩；其上部主要由火山岩组成，如玄武岩、英安岩和流纹岩等，同位素年代学研究认为干泉组形成时代可能延续至早二叠世早期(卢进才等, 2013)，主要分布在黑尖山、三个井以西和金塔县玉石山以东。其底界与石板山组呈整合接触，顶界与上覆双堡塘组地层为不整合接触(江思宏, 2004)。下-中二叠统由双堡塘组、菊石滩组和金塔组组成，其中双堡塘组以粗碎屑岩为主，菊石滩组以细碎屑岩为主，金塔组以火山岩为主，下部由基性火山岩夹细碎屑沉积岩组成，上部以块状-枕状熔岩为主偶夹硅质板岩，三者之间为整合接触，均为海相沉积 (甘肃省地质矿产局, 1997)。上二叠统不整合于下-中二叠统之上，由红岩井组和方山口组构成，主要为陆相碎屑岩和火山岩，其中红岩井组以砾岩、砂岩和炭质泥页岩为主；方山口组以酸性火山岩为主，含砂岩和凝灰质砂岩夹层(牛亚卓等, 2018)。区内岩浆活动强烈，以规模巨大、呈复式岩基存在的古生代侵入岩最为发育(江思宏和聂凤军, 2006；Lietal., 2012, 2013)。此外，岩脉广泛出露，以中-酸性、基性为主，脉体走向以北东向和近东西向最为发育(图1c)。单个脉体长数百米至千余米不等，倾角多在45°～70°之间，局部近直立(图2a)。
研究区位于红柳河-洗肠井蛇绿混杂岩带与柳园蛇绿混杂岩带之间(图1b，c)。本次研究的辉绿岩样品采自柳园镇北东约30km左右的岩脉，其围岩为中石炭世似斑状花岗岩，脉宽3～5m，延长大于400m，走向近70°。辉绿岩风化面深褐色、新鲜面灰黑色-墨绿色，暗色矿物主要为辉石和少量黑云母，其中大部分已蚀变为绿泥石、纤闪石等；透明矿物为斜长石，也发生明显绢云母化蚀变(图2b-d)。
2 样品分析方法
2.1 锆石U-Pb和Hf同位素分析
辉绿岩的锆石分选在首钢地质勘查院进行。机械性粉碎含有锆石的岩石样品至80目，重力磁力分选后利用双目镜把锆石颗粒挑出。挑选出的锆石样品在北京锆年领航科技有限公司完成制靶和阴极发光照相。在双目镜下，选择透明、无包裹体、无裂隙、晶型好、颗粒较大的锆石单矿物粘在双面胶上，利用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂固化后，将锆石抛光，使其内部结构剖面充分暴露。完成制靶后，对样品进行阴极发光图像(CL)的采集，以便观察锆石的内部结构，帮助选择适宜的测试点位。
单颗粒锆石LA-ICP-MS原位U-Pb同位素分析在北京燕都中实测试技术有限公司完成。激光剥蚀系统为NWR193(Elemental Scientific Lasers LLC)，ICP-MS为德国耶拿M90。测试过程中激光斑束选择25μm，激光脉冲为8Hz，能量密度为4J/cm2。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个Y型接头混合。每个时间分辨分析数据包括大约20～30s的空白信号和50s的样品信号。本次测试91500及Plesovice标样均符合推荐值(Wiedenbecketal., 1995；Slámaetal., 2008)。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ZSkits完成。锆石的谐和图以及年龄频率图用Isoplot(version 3.0)绘制。年轻的锆石(<1Ga)采用206Pb/238U年龄。同位素比值及年龄误差均为1σ。
在完成上述锆石U-Pb同位素分析之后，对所测试锆石进行原位Hf同位素分析。Hf同位素测试位置与U-Pb定年点位相同或靠近。锆石原位Lu-Hf同位素分析在北京燕都中实测试技术有限公司使用美国热电Nepture-plus MC-ICP-MS与NWR193激光剥蚀进样系统完成。测试步骤与校准方法参照Wuetal. (2006)。锆石剥蚀使用脉冲频率为8Hz，斑束直径为45μm，能量密度为10J/cm2的激光剥蚀31s。Hf同位素模式年龄的计算公式与计算过程中各种参数的选择可以参考相关文献Blichert-Toft and Albarède(1997)和Griffinetal.(2000)。
表1 柳园辉绿岩脉锆石LA-ICPMS U-Pb分析数据
图3 柳园辉绿岩锆石CL图像红色圆圈代表锆石U-Pb测年位置，黄色圆圈代表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
图4 柳园辉绿岩脉锆石U-Pb年龄图解Fig.4 Concordia and weighted mean ages of the Liuyuan diabase dyke
图5 柳园辉绿岩脉Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001图解(a，底图据Winchester and Floyd, 1977)和SiO2-FeOT/MgO图解(b，底图据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
硅酸盐全分析在北京燕都中实测试技术有限公司完成。首先将岩石粗碎至厘米级的块体，选取肉眼观察无蚀变及脉体穿插的新鲜样品用纯化水冲洗干净，烘干并粉碎至200目以备测试使用。主量元素测试首先将粉末样品称量后加入Li2B4O7(1:8)助熔剂混合，并使用融样机加热至1150℃使其在金铂坩埚中熔融成均一玻璃片体，后使用XRF(Zetium, PANalytical)测试。测试结果保证数据误差小于1%。微量元素测试将200目粉末样品称量后置放入聚四氟乙烯溶样罐，然后加入HF+HNO3，在干燥箱中将的高压消解罐保持在190℃温度72h，后取出经过赶酸并将溶液定容为稀溶液上机测试。测试使用ICP-MS(M90，analytikjena)完成，所测数据根据监控标样GSR-2显示误差小于5%，部分挥发性元素及极低含量元素的分析误差小于10%。
3 分析结果
3.1 LA-ICPMS锆石U-Pb定年
本次测试所选的北山辉绿岩(样品TW6241-2)锆石U-Pb分析结果剔除了部分普通铅丢失严重及谐和度低(<90%)的测试数据，有效锆石U-Pb数据为15 组(表1)。锆石CL 图像显示锆石结晶均较好，呈短柱状晶形，自形程度较高，长度一般在100～200μm，长宽比2:1.5～2:1，具典型的岩浆震荡环带，为岩浆成因锆石(图3)。
锆石U-Pb分析结果显示，其U和Th含量变化较大，U含量为149×10-6～671×10-6，Th含量为217×10-6～618×10-6，Th/U比值分布比较均衡，为0.72～1.46，平均为1.04。锆石206Pb/238U年龄介于226～230Ma之间(图4)，其分布较为集中，加权平均年龄为227.5±1.4Ma(MSWD=0.075)，即晚三叠世，代表辉绿脉成岩年龄。
3.2 主量元素特征
本次采集甘肃北山柳园镇东北部辉绿岩脉的岩石化学分析结果见表2。辉绿岩的SiO2含量为43.76%～46.93%，K2O+Na2O为2.86%～3.56%，Na2O>K2O(CLS17-7出现K2O>Na2O，可能与蚀变有关)，TiO2含量为1.22%～1.46%，Al2O3含量为15.71%～16.15%， Fe2O3T含量为8.49%～9.77%，MgO 含量为6.79%～9.65%，CaO含量 为10.24%～10.83%，P2O5含量为0.14%。计算得出Mg#值为65～70。在Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001图解上(图5a)，表现为亚碱性，在SiO2-FeOT/MgO图解上表现为拉斑质(图5b)。
表2 柳园辉绿岩脉全岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析结果
表3 柳园辉绿岩脉锆石Hf同位素分析结果
3.3 微量元素特征
辉绿岩的微量元素分析结果见表2，其稀土元素总量相对较低，ΣREE为56.6×10-6～61.3×10-6，ΣLREE/ΣHREE比值为2.33～2.74，δEu值为1.04～1.08，具弱的Eu正异常。(La/Yb)N比值为1.42～1.94，球粒陨石标准化稀土元素配分模式为轻稀土略富集的平坦型曲线，表明辉绿岩稀土元素的分馏程度不高(图6a)。原始地幔标准化微量元素蛛网图显示，辉绿岩具有明显的Nb、Ta负异常和Zr、Hf正异常(图6b)。整体看，辉绿岩在稀土元素和微量元素曲线均位于MORB和OIB之间，并于典型岛弧玄武岩有一定相似性。其中，与MORB相比，重稀土相似，轻稀土略富集，Nb、Ta、Zr、Hf等元素异常特征均存在一定差异(图6a, b)，整体与OIB微量元素曲线存在较大差异。
图6 柳园辉绿岩脉球粒陨石标准化稀土元素配分图解(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)球粒陨石、原始地幔、MORB、OIB值引自Sun and Mcdonough (1989)，IAB数据引自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 锆石Hf同位素
对已获得LA-ICPMS锆石U-Pb 年龄的15个锆石颗粒进行Hf同位素分析，分析结果见表3。Hf同位素分析结果显示，锆石初始(176Hf/177Hf)i值为0.2825760～0.2827496，fLu/Hf值为-0.97～-0.94，变化范围不大，显示出较为均一的特征；以成岩年龄227Ma 计算，计算得出的εHf(t) 值为-2.21～+4.02，平均值为+1.08；一阶段Hf 模式年龄(tDM1)为718～975Ma，二阶段Hf 模式年龄(tDM2)值为852～1169Ma。
图7 甘肃柳园地区Nb/Yb-Th/Yb判别图解(底图据Pearce, 2008, 2014)Fig.7 Nb/Yb vs. Th/Yb diagram of Liuyuan diabase dykes (base map after Pearce, 2008, 2014)
4 讨论
4.1 源区性质及岩石成因
基性岩墙(床)群是基性岩浆沿先存裂隙快速侵位的结果，与围岩交代作用很弱，因此，地壳混染不是影响其岩石化学特征的主要机制。受后期蚀变影响较小的高场强元素(Ti、Zr、Y、Nb、Ta、Hf、Th)和稀土元素等不活泼元素的地球化学特征可以反映岩浆源区的性质，微量元素比值可以有效示踪岩浆过程的元素分异，并为岩浆成因提供有效信息(Weaver, 1991)。通常没有受过地壳混染的大陆玄武岩以(Th/Nb)N
图8 甘肃北山地区280～220Ma花岗岩和基性-超基性岩体(脉)锆石Hf 同位素图解数据来自Su et al. (2011)、张文等(2011)、李舢(2013)、郑荣国等(2016)、李增达(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
本文研究的辉绿岩脉的微量元素、稀土元素曲线主要介于N-MORB和OIB稀土元素曲线之间。值得注意的是，辉绿岩脉(La/Sm)PM比值(0.95～1.28)明显低于OIB的比值(2.39)(Sun and McDonough, 1989)，且HREE相对平坦，并具有明显的Nb和Ta负异常，因此排除了来自OIB类似岩浆源区的可能。较低的Nb/Yb元素比值(图7)以及本文辉绿岩和邻区同期中-酸性花岗岩岩均具有较高的εHf(t)值(图8)，说明镁铁质岩浆主要来自亏损的软流圈地幔。Pearce (2008)指出，来自地幔的岩浆在到受俯冲相关流体和熔体的影响时，其Th/Yb比值会高于MORB和OIB曲线。Nb/Yb-Th/Yb图解上所有样品均位于N-MORB正上方(图7)，说明存在俯冲物质的参与，这也可能导致了本文辉绿岩具有极低的Nb/U比值(3.73～6.51)特征。此外，本文辉绿岩具有较低的Th/U比值(0.69～3.29)和La/Nb比值(3.19～3.96)与岛弧有关玄武岩(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处(图6b)，推测源区存在俯冲物质的参与。尽管辉绿岩在Ti-Sm-V图解(图9a)和Zr-Zr/Y图解(图9b)均落于MORB区域内，但考虑到其微量元素组成与典型岛弧玄武岩和N-MORB均存在一定差别，而且区内同期没有典型洋中脊及岛弧特征岩石发育，因此，该辉绿岩更可能源于受俯冲作用改造的亏损软流圈地幔的部分熔融，此幔源熔体在上升过程中与大陆岩石圈发生相互作用，导致少量壳源物质的混染，表明三叠纪时柳园地区应处于软流圈上隆的岩石圈伸展构造背景。
图9 北山柳园地区辉绿岩脉构造环境判别图解(a)Ti-Zr-Y图解(Pearce and Norry, 1979);(b)Zr-Zr/Y图解 (底图据Pearce and Norry, 1979). A-钙碱性玄武岩；B-洋中脊玄武岩+岛弧拉斑玄武岩+钙碱性玄武岩；C-岛弧拉斑玄武岩；D-板内玄武岩；WPB-板内玄武岩；MORB-洋中脊玄武岩；IAB-岛弧玄武岩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比值说明存在较大程度的部分熔融或熔融发生在尖晶石稳定区域，而较高的比值反应的是较低程度的部分熔融或以石榴石为主要残留矿物的部分熔融(Aldanmazetal., 2000；Yangetal., 2007)。本文分析结果显示，研究区辉绿岩具有较低的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，说明辉绿岩可能形成于地幔源区的较高程度部分熔融或熔融发生在尖晶石稳定区域。
4.2 构造环境分析
古亚洲洋位于西伯利亚地台和华北地台之间，其展布具有复杂的多岛洋特点(Suetal., 2011；Songetal., 2013, 2016；Heetal., 2018; Xiaoetal., 2018；Liuetal., 2019)。关于其最终闭合的形式已有共识，多认为大洋自西向东呈“剪刀”式闭合，西部地区闭合较早，于二叠纪时期已基本结束; 东部地区闭合较晚，可能持续到中三叠世(李锦轶等, 2006, 2009)。但是，关于古亚洲洋中南段闭合的时限仍争议较大，主要存在泥盆纪(左国朝等, 1990；Niuetal., 2018)、石炭纪(聂凤军等, 2002)、二叠纪(Xiaoetal., 2010；Wangetal., 2017)和早-中三叠世(Heetal., 2018; Xiaoetal., 2018)等四种不同认识。由于北山地区三叠纪沉积记录的缺失，目前对于北山地区三叠纪构造环境的研究较为局限，主要集中在同期岩浆岩的研究，且以中-酸性岩体为主。另外，本文统计发现，自～280Ma至～220Ma，北山南部中-酸性侵入岩锆石εHf(t)值具有先降后升的变化趋势(图8b)。与中-酸性侵入岩不同，同期基性-超基性岩锆石εHf(t)值呈逐渐降低走势(图8c)。Hf同位素的这种变化特征，很可能与早二叠世-晚三叠世北山地区构造环境演化有密切联系。因此，为了全面的认识北山地区晚三叠世构造环境，本文将从二叠纪至三叠纪的时间跨度，以更全面的视角来审视晚三叠世北山南部的构造环境特征。
在地层岩石特征方面，柳园地区二叠纪玄武岩底部碎屑岩向上粒度变细，之后盆地水下火山活动及伴随的碳酸岩质和泥质沉积物的沉积形成了含有火山岩和沉积岩的熔积岩建造，说明北山地区在早二叠世局部处于伸展的裂谷盆地环境(Chenetal., 2016)。而北山南带二叠纪地层除金塔组海水较深外其余均以滨浅海相沉积为主，并且红柳河组、红岩井组、方山口组中均含有植物化石，说明二叠纪北山南部水体总体较浅，多数处于浅海陆缘，未发育洋盆(Chenetal., 2016；彭海练等, 2018)。地球化学特征显示出，北山南带柳园地区二叠纪火山岩和碎屑岩具有明显俯冲带岩石特征(宋东方等, 2018)，柳园地区蛇绿岩中二叠纪镁铁质岩石相对富集Th，而亏损Nb、Ta、Ti和变化较大的初始Sr同位素比值，与俯冲背景下岩石圈来源熔体或流体的交代特征相一致(Maoetal., 2012)。此外，柳园和黑山口地区二叠纪火山碎屑砂岩物源分别来源于中性-镁铁质和中-酸性源岩，形成于大洋岛弧和安第斯型活动大陆边缘，说明在早二叠世北山地区大洋俯冲作用仍然存在，Guoetal. (2012)在此基础上提出了双向俯冲模式。基于沉积作用、构造变形及年代学的研究，Songetal. (2016)也提出，北山南带在早二叠世仍处于岛弧或活动陆缘环境。此外，研究区及邻区近东西向展布的～280Ma镁铁质-超镁铁质侵入岩具有明显的俯冲带岩石地球化学特征(Aoetal., 2010; Suetal., 2011; Zhangetal., 2015)，而且沿该方向分布有高钾和富碱花岗质岩石及一系列表征伸展特征的南北向、北西-南东向镁铁质岩脉，说明北山地区二叠纪局部处于伸展环境(张文等, 2010；Suetal., 2011, 2013；Zhangetal., 2011；Zhengetal., 2014；Gillespieetal., 2017；Wangetal., 2017；Xueetal., 2018；许伟等, 2018；Chenetal., 2019；Liuetal., 2019)。姜洪颖等(2013)发现，北山地区在295～270Ma发生了新元古代花岗质正片麻岩低压高温变形和部分深熔作用事件；而且区域岩浆活动强度在～280Ma达到顶峰，并具有最大的εHf(t)值，说明岩浆在上升和就位过程中存在较多亏损地幔的贡献，与俯冲板片后撤引发岛弧内部及岛弧两翼伸展盆地形成所引发的环境有关(Heetal., 2018)。另外，通过显生宙花岗岩填图，Wangetal. (2017)发现北山南部地区二叠纪时仍存在钙碱性I型花岗质岩浆岩，说明二叠纪时在北山地区仍然存在着狭窄的古亚洲洋洋盆。通过对红眼井盆地二叠纪沉积岩地质填图、构造分析和碎屑岩锆石年代学研究，Zhang and Cunningham (2012)和Tianetal. (2013)认为发生于249Ma的褶皱变形受古亚洲洋闭合的汇聚影响。因此，早二叠世柳园地区更可能处于俯冲带环境，由于俯冲板块后撤，导致柳园地区弧后或弧间盆地的发育(李锦轶等, 2009；Tianetal., 2014)，并引发了近东西向的局部伸展和强烈的地壳垂向增生(Heetal., 2018)。
与二叠纪相比，北方造山带三叠纪沉积记录基本不发育或缺失，即使局部发育也表现为磨拉石建造，说明该区在三叠纪整体表现为强烈的造山抬升剥蚀(苗来成等, 2014)。李舢等(2010)认为早-中三叠世北山造山带花岗岩主要为二长花岗岩-花岗闪长岩-石英二长闪长岩组合，显示出钙碱性、高钾钙碱性I型或S型花岗岩的特征，形成于同造山构造背景。苗来成等(2014)认为东天山-北山地区近东西向大规模右行剪切变形发生于270～245Ma，也支持该认识。柳园东北方向约150km处早三叠世埃达克质花岗岩脉的发现，进一步限定当时地壳厚度应大于50km，说明古亚洲洋于三叠纪之前已经闭合，并导致了早三叠世地壳增厚(过磊等, 2018)。而侵入强变形二叠纪沉积岩的晚三叠世(219Ma)未变形辉绿岩脉 (Tianetal., 2013)，以及～220Ma甘肃北山地区A型花岗岩大面积出露，如东大泉岩体、花牛山岩体、长流水岩体和白峡尼山岩体(李舢等, 2010；朱江等, 2015；Wangetal., 2017)，以及本文辉绿岩脉的发现，说明北山南带晚三叠世整体处于造山后伸展环境。这种认识也可以由东天山-北山地区晚三叠世斑岩型钼矿的广泛分布得到进一步证实，如花黑滩钼矿(辉钼矿Re-Os 等时线年龄 225±1Ma，朱江, 2013)，小狐狸山钼矿(辉钼矿Re-Os等时线年龄222±2Ma，彭振安等, 2010)，白山钼矿(辉钼矿Re-Os等时线年龄229Ma±2Ma，李华芹等, 2006)，东戈壁钼矿(辉钼矿Re-Os等时线年龄231.1±1.5Ma，涂其军等, 2012)。这些钼矿床表明，～220Ma为东天山东段-北山地区一个较为显著的钼成矿作用时期。一般认为，斑岩型钼矿主要形成于陆缘弧后、板内裂谷和造山后等伸展环境，是地壳演化到一定阶段的产物(侯增谦, 2004；Zengetal., 2015)。所以，三叠纪北山地区应处于造山后伸展环境，其构造、岩浆、成矿作用是晚古生代造山作用的延续(苗来成等, 2014)。
考虑到280～220Ma岩浆岩锆石Hf同位素的变化，本文认为，北山南部地区在二叠纪由于古亚洲洋残留板块俯冲作用的延续，导致弧后或弧间盆地的形成和发展，形成了局部的盆地伸展构造环境，并伴生了较强烈的岩浆活动和地壳的垂向生长，导致岩浆岩锆石εHf(t)值明显偏高。早-中三叠世，古亚洲洋最终闭合，地壳增厚，抬升剥蚀，形成系列同碰撞花岗质侵入岩，岩浆源区及上升过程可能发生了较多壳源物质参与，导致岩浆岩锆石εHf(t)值明显减小。至晚三叠世地壳伸展垮塌减薄，幔源岩浆上侵，岩浆岩锆石εHf(t)值虽有增加，但仍较二叠纪岩浆岩偏低，可能暗示地壳垂向增生减弱。
5 结论
本文对甘肃柳园地区辉绿岩脉开展了详细的锆石U-Pb-Hf同位素和全岩主量、微量元素分析，在结合大量前人分析结果的基础上，得出如下结论：
(1)锆石LA-ICP MS分析结果显示，研究区辉绿岩形成于晚三叠世(227.5±1.4Ma)，其岩石地球化学特征与岛弧环境下受俯冲流体或熔体交代的地幔来源岩浆富集大离子亲石元素、亏损高场强元素特征明显不同，可能形成于先前受俯冲物质的交代地幔源区的较高程度部分熔融或熔融发生在尖晶石稳定区域。
(2)研究区晚三叠世辉绿岩形成于造山后伸展的构造环境，结合前人关于二叠纪至三叠纪区域构造变形、盆地沉积物源、岩浆演化、成矿作用等研究结果，本文认为北山南部地区的增生造山事件可能持续到早-中三叠世，晚三叠世进入造山后伸展环境，这一认识完善了晚古生代-早中生代北山构造演化过程。
致谢野外和试验测试工作得到了项目组中国地质大学(北京)康凯、黄式庭、袁伟恒和汪署潮硕士等同志的协助；两位匿名审稿人对本文提出了许多中肯、有益的意见；在此一并表示感谢。
