哈尔里克山晚古生代混合岩地质特征、年代学及其构造意义

2021-05-12倪兴华刘珈硕

高校地质学报 2021年2期

倪兴华，王博，刘珈硕

南京大学地球科学与工程学院，内生金属成矿机制研究国家重点实验室，南京 210023

混合岩是高级变质地体中的主要岩石类型之一，往往与花岗片麻岩、变质沉积岩和淡色花岗岩等共生，构成大陆地壳的变质结晶基底。混合岩形成于复杂的地质过程，具有特殊的岩相学特征，因而是岩石学特别是实验岩石学研究的焦点和前沿课题（Johannes, 1985, 1988; Rutter and Neumann, 1995；刘新秒和李长民，2001；赖兴运，2003）。鉴于其形成的特定地质条件和构造环境，混合岩也一直是构造地质学和大地构造学的重点研究对象（谢色新和丘元禧，1993；Tanner and Behrmann, 1997; Berger and Kalt, 1999; 曾令森等，2004; Druguet and Carreras, 2006）。

自“混合岩”术语（Sederholm, 1907）引入以来，其成因模式，特别是其中浅色物质的来源，一直是地学界关注的焦点问题，存在“外来交代说”和“原地熔融说”之争（陈曼云等，2009）。随着研究的深入，经过长达半个多世纪的讨论，原地部分熔融作用得到了大量实验研究的支持，逐渐被人们所接受，从而地壳深熔作用学说（Mehnert,1960）应运而生。这一学说的产生和确立，使得混合岩成为研究大陆地壳部分熔融及其机制、花岗质岩浆形成与侵位、岩石圈物质循环与大陆地壳演化、中下地壳流变等关键科学问题的重要窗口。

然而，混合岩形成于复杂的地质环境，单一的地质模型显然难以概括所有混合岩的形成过程，原地部分熔融模型自然也还面临着各种挑战（Vernon et al., 2001; 李益龙等，2007，2008;Hasalova et al., 2008a, 2008b）。因此，关于混合岩的成因，依旧是一个尚未完全解决的地质疑难问题，需要根据混合岩本身特征，结合不同地区区域地质概况，具体问题具体分析，有针对性地开展研究。

混合岩也是大陆地壳变质基底的重要组成部分。世界上主要的增生—碰撞造山带中多发育规模不等的大陆地块和岩浆弧，其构造基底的组成和演化对于认识造山带形成的地球动力学过程具有十分重要的意义。地壳部分熔融形成的混合岩，通常与壳源型花岗岩相伴生，与造山带地壳增厚的深熔作用或者造山带伸展过程中的减压部分熔融有关（Foster et al., 2001），它承载了大陆基底在物质组成、形成时代、区域变质、重熔改造和深部地壳流变等过程的丰富信息。

哈尔里克山位于天山造山带东北缘，被认为是古亚洲洋板片俯冲、弧—陆或弧—弧增生拼贴造山作用的产物（Xiao et al., 2004; 马星华等，2015）。该地区主要发育有古生代火山—沉积地层及大量侵入岩体，主体形成于岩浆弧和后造山伸展环境（Xiao et al., 2004; Han and Zhao, 2018）。位于哈尔里克山南麓的哈尔里克变质带主要由中—高级变质岩（红柱石片岩、矽线石云母片岩、矽线石榴云母片岩等）以及混合岩、混合花岗岩组成（王赐银等，1994，1996；赵明等，1997，1998，2002；周国庆，2004；李桂华，2007）。然而，目前有关该变质带的研究还相对较少，尤其是对其中的混合岩、混合花岗岩未见有详细研究。因此，本文选择哈尔里克变质带为研究对象，对其区域构造特征及其中发育的混合岩进行年代学研究，确定混合岩的形成时代和构造背景，以此来探讨哈尔里克岩浆弧地壳基底中混合岩的成因，并为讨论天山造山带东段晚古生代构造演化提供依据。

1 区域地质背景

图1 （a）中亚造山带大地构造位置图（修改自Han and Zhao, 2018），（b）天山造山带构造简图（据Wang et al., 2014）和（c）哈尔里克山区域地质简图（修改自“天山及其邻区1:100万区域地质图”①西安地调中心. 2007. 天山及其邻区1:1000000区域地质图.；Zr代表锆石U-Pb年龄）Fig. 1 Simplified geological maps showing (a) the location of the Central Asian Orogenic Belt (modified from Han and Zhao, 2018),(b) tectonic subdivisions ofthe Chinese Tianshan Belt(afterWanget al.,2014) and(c)geology of theHarlikRange (modified from 1:1000, 000 geologicalmap oftheChineseTianshanandneighboringareas①;Zrrepresentszircon U-Pbages)

天山造山带位于中亚造山带的西南缘（图1a），形成于古亚洲洋构造域洋壳俯冲增生造山作用。通常将中国境内的天山以乌鲁木齐—库尔勒公路为界分为东天山与西天山两部分（图1b；Wang et al., 2014）。在构造上，以天山主剪切带和巴伦台—星星峡断裂带（分别又称为中天山北缘和南缘断裂）为界，东天山从北到南又可划分为北天山、中天山和南天山构造带（图1b; Xiao et al., 2004; Charvet et al., 2007, 2011; Han and Zhao,2018）。北天山向北受准噶尔盆地所限，其北东沿卡拉麦里蛇绿岩带（李锦轶，1995；舒良树与王玉净等，2003；黄岗等，2012）与东准噶尔构造带相接（Du et al., 2018b; Huang et al., 2018；王国灿等，2019）。北天山造山带是一个古生代复合岛弧，主要由哈尔里克—大南湖岛弧带、博格达构造带与康古尔弧前增生楔组成（Xiao et al., 2004;Han and Zhao, 2018；Chen et al., 2019）。哈尔里克山位于吐哈盆地的北东方向，在构造位置上属于哈尔里克—大南湖岛弧带的一部分（图1c）。

哈尔里克山地区主要发育有奥陶纪—二叠纪火山—沉积岩系和大量的古生代中酸性侵入岩体（图1c）。区域内出露的最老地层为奥陶系，主要包括中—上奥陶统乌列盖组（O2-3w）、大柳沟组（O2-3d）及庙儿沟组（O2-3m），总体是一套以砂岩、粉砂岩、凝灰岩为主的海相—火山碎屑沉积地层（新疆地矿局，1993），发生了微弱的变质变形。哈尔里克山整体缺失志留系地层，未见出露。泥盆纪地层主要出露有下泥盆统大南湖组（D1d）和中泥盆统头苏泉组（D2ts），岩性主要为火山岩、火山碎屑岩及碳酸盐岩（新疆地矿局，1993）。根据最近对位于哈尔里克山泥盆纪地层中的酸性火山岩夹层（李江涛等，2017）以及侵入其中的花岗岩的研究（曹福根等，2006；刘亮等，2017），该套地层可能属于奥陶系。研究区内出露的石炭纪地层主要为下石炭统姜巴斯套组（C1j）与上石炭统居里德能组（C2j）。姜巴斯套组主要岩性为杂色火山碎屑岩、碎屑岩及次火山岩；居里德能组主要由灰色泥质粉砂岩、细砂岩和火山碎屑岩组成。研究区二叠纪地层仅局部可见，只出露有下二叠统库莱组（P1k），以一套杂色砾岩、砂岩、粉砂岩为主，与下伏的下石炭统姜巴斯套组呈角度不整合接触关系（新疆地矿局，1993）。

研究区的侵入岩可分为早古生代（470～420 Ma）与晚古生代（330～280 Ma）两期。早古生代侵入岩出露面积较小，以花岗岩和石英闪长岩为主，侵位于早古生代地层中（图1c；曹福根等，2006；郭华春等，2006；马星华等，2015；Du et al., 2018a）。晚古生代侵入岩出露面积广，岩性以花岗岩、碱性花岗岩及闪长岩为主，部分岩体发生了强烈的面理化（赵明等，2002；孙桂华等，2005，2007；汪传胜等，2009a，2009b；陈希节，舒良树，2010；陈希节等，2016；宋鹏等，2018；朱小辉等，2018）。此外，研究区还发育有大量二叠纪辉绿岩墙与酸性岩脉（图2b；Gu et al., 1999; 孙桂华，2007）。

2 哈尔里克变质带及混合岩特征

图2 （a）哈尔里克山南麓沁城地区地质简图（修改自1:20万伊吾幅地质图①新疆地矿局. 1996. 新疆1:200000地质图伊吾幅（K-46-11）.）与（b）哈尔里克变质带地质图（修改自孙桂华，2007）Fig. 2 Geological map of (a) the Qincheng area, southern Harlik Range (modified from 1:200,000 geological map of Yiwu sheet No. K-46-XI by XBGMR, 1966) and (b) the Harlik metamorphic belt

哈尔里克变质带位于哈尔里克山南麓沁城地区，整体呈北西—南东向展布，宽约11～20 km，沿走向延伸长达200 km（图2a；王赐银等，1994；赵明等，1997）。该变质带中岩性主要由矽线石云母片岩、红柱石片岩、矽线石榴云母片岩以及中低级变质砂岩组成，岩石变形、变质特征明显，面理、线理发育，变质程度最高达到了高角闪岩相（王赐银等，1994；赵明等，1997，1998，2002；周国庆，2004；孙桂华，2007）。变质程度由南西向北东逐渐加深，依此前人将变质带划分为黑云母带、石榴石带、红柱石带、十字石带和矽线石带（孙桂华，2007）。在黑云母带与石榴石带中，可见地层原始层理（S0）发生褶皱，其枢纽呈北西—南东向，同时可见地层被高角度、倾向北东的劈理（S1）改造。在红柱石带，原始层理已被构造面理彻底改造，难以识别。变质带中面理S1 总体倾向北东（图2b，3a），倾角为55°～80°不等，局部地区可见高角度、倾向南西的面理。变质岩中线理发育，线理倾伏向为北西，倾伏角总体在35°～50°之间。根据野外及镜下的运动学标志，该变质带具有左行剪切以及上盘下降的特征（孙桂华，2007），结合面理与线理产状，证明该变质带具有沿北西—南东斜向伸展的构造应力场特征。此外，后期近东—西向的韧性剪切带以及北东—南西向的脆性断裂对变质带进行了进一步改造（图2b；孙桂华，2007）

在矽线石带中，变质沉积岩发生了强烈的混合岩化，混合岩呈斑点状、无根透镜状或条带状构造（图3b）。混合岩中的浅色脉体主要呈弯曲条带状、透镜状或扁豆状夹于暗色体或中色体中，局部可见未熔残留体或原岩（图3b）。暗色体主要为矽线石榴云母片岩（图4a，b），其矿物组合为矽线石+黑云母+钾长石+石英±石榴石±斜长石±白云母，变质程度为高角闪岩相—麻粒岩相（陈曼云等，2009），变质温度达到了650℃以上（赵明等，1997；周国庆等，2004）。在浅色体汇聚的部位也常见有石榴子石集中发育（图3c）。混合岩带中还发育有较宽的片麻状浅色岩脉，二者侵入关系明显，且片麻状浅色岩脉中发育的面理与围岩的面理基本一致，指示该岩脉的侵入可能早于变质变形或属于同构造侵入。此外，部分浅色岩脉侵入于混合岩化较弱的岩层中，浅色岩脉或平行于面理侵入，或切穿了变质岩面理，两种情况下浅色岩脉均发育有与围岩基本一致的面理。由此可见，浅色脉体及其面理的形成基本是同期的，即为同构造成因（图3d, e）。根据Sawyer（2008）的分类，这些浅色岩脉属于源区浅色体（in-source leucosome）。

图3 哈尔里克变质带中混合岩野外地质特征Fig. 3 Representative field photographs of the migmatites from the Harlik metamorphic belt

本文所研究的样品均采自于矽线石带中的混合岩（图2b），出露点地理坐标为42°52′2″N，94°41′49″E。样品18TS82A 采自较宽的片麻状浅色岩脉，呈浅肉红色、片麻状构造、花岗变晶结构（图4c）。主要矿物为黑云母（15～20 vol.%）、斜长石（45～50 vol.%）、碱性长石（～10 vol.%）及石英（20～25 vol.%）。黑云母与斜长石定向排列，构成主面理；石英颗粒中发育波状消光、膨凸及亚颗粒旋转等动态重结晶现象，指示岩体结晶后受到韧性变形作用的改造；部分斜长石中发育有环带构造。

样品18TS82B、18TS82D、18TS82F 与18TS82H分别采自3 条不同的浅色岩脉。样品18TS82B 采于一条面理化的浅色岩脉，呈浅灰色、片麻状构造、花岗变晶结构（图4d）。主要矿物为黑云母（～15 vol.%）、斜长石（50～55 vol.%）、碱性长石（5～10 vol.%）及石英（～20 vol.%）。黑云母与斜长石微弱定向排列，形成不太明显的面理构造；石英颗粒中波状消光、膨凸重结晶现象较发育，部分斜长石颗粒发育环带构造；黑云母有时呈熔蚀港湾状包裹于长英质矿物中（图4d），显示出部分熔融残余结构的特征。

样品18TS82D 与18TS82F 采自同一条未见明显面理化的浅色岩脉，二者特征类似，均呈浅灰色、块状构造、花岗变晶结构。主要矿物有黑云母（20～25 vol.%）、斜长石（35～40 vol.%）、白云母（5～10 vol.%）、碱性长石（5～10 vol.%）及石英（20～25 vol.%）。镜下可见云母微弱定向排列，石英颗粒中发育带状消光、膨凸重结晶、变形纹等塑性变形特征；局部可见黑云母集合体团块，部分黑云母表现为熔蚀港湾状，并在粒间充填有长英质矿物，可能指示了熔体与围岩（暗色体）之间的反应残余（图4e；Sawyer, 2008）。

图4 哈尔里克变质带混合岩暗色体与浅色岩脉显微结构特征Fig. 4 Photomicrographs and textural features of the melanosome and leucocratic dykes in the migmatites of the Harlik metamorphic belt

样品18TS82H 采于另一条面理化的浅色岩脉，呈浅灰色、片麻状构造、花岗变晶结构。主要矿物有黑云母（8～10 vol.%）、斜长石（40～45 vol.%）、碱性长石（10～15 vol.%）及石英（25～30 vol.%）。黑云母与斜长石定向排列构成主面理，矿物变形特征明显（图4f），其中长石颗粒发生膝折，后期蚀变也相对较强（表1）。

3 分析方法及结果

3.1 分析方法

对上述采集的样品进行破碎、淘洗、磁选以及重液分离，筛选出锆石精样，然后在双目镜下进一步选出测年的锆石颗粒。每一过程均对设备和器皿进行严格清洗，避免相互污染。样品的前期处理和锆石的挑选均由笔者亲自参与下在廊坊辰昌岩矿检测技术服务有限公司完成。将分选出的锆石单颗粒用环氧树脂胶结，并将锆石磨至约一半，以使锆石核部露出，然后抛光制成样品靶。测定前采用装有阴极荧光探头的扫描电镜对抛光后的锆石样品进行阴极发光（CL）图像拍摄，以了解被测锆石的内部结构，并以此作为锆石年龄测定选取分析点位的依据。CL 图像拍摄委托南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成。

锆石靶的LA-ICP-MS 分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。采用New Wave 193 nm 激光烧蚀系统进行取样，同位素测试所用等离子质谱仪型号为Agilent 7500s。详细的仪器工作条件与数据采集与Jackson 等（2004）所介绍的过程相同。激光分析的光束直径为32 μm，频率为5 Hz。根据锆石标样GEMOC GJ-1（207Pb/206Pb 年龄为608±5 Ma）来校正U-Pb 同位素分馏效应，采用锆石标样Mud Tank（732±5 Ma）控制仪器分析精度。每个测试流程均由2 个GJ 标样和1 个MT 标样测试开始，其间测试10～15 个待测样品点，再以2个GJ标样结束。U、Th、Pb的仪器计数由Glitter （4.1.4版）平台获取并换算成同位素比值和U-Pb 年龄。普通铅校正使用嵌入Excel 的ComPbCorr#3_15G 程序（Andersen, 2002）来完成。U-Pb 年龄谐和图和U-Pb 年龄相对概率图均用Isoplot 3.0 程序（Ludwig,2003）获得。单个分析点的置信度为1σ，加权平均年龄置信度为2σ，测试结果见表2。

3.2 锆石U-Pb年龄

本次测试的5 个混合岩浅色体样品中的锆石具有类似的特征，锆石粒径为100～150 μm，无色透明，呈自形—半自形短柱状，长宽比多在1.5:1～3:1 之间，个别可达4:1。根据CL 图像（图5，图6），绝大多数锆石发育典型的岩浆震荡环带特征，属于岩浆结晶锆石。少数锆石中发育有继承核，在测试中尽量避开了这些继承核。部分锆石具有较亮的核部与暗色的边部，且二者均发育规则的震荡环带（图5，6），对其核部和边部的分析获得相同的年龄。因此，这些锆石边部较暗的CL 图像有可能是岩浆结晶后期富U 岩浆流体作用的结果，而不是后期变质或热液成因的生长边（Corfu et al.,2003）。

表1 哈尔里克变质带混合岩样品特征及年龄结果Table 1 Sample descriptions and ages of the migmatites from the Harlik metamorphic belt

表2 东天山哈尔里克变质带混合岩中浅色岩脉LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄数据Table 2 LA-CP-MS zircon U-Pb age data of leucocratic dykes in migmatites from the Harlik metamorphic belt, eastern Tianshan

续表2

图5 混合岩片麻状浅色岩脉样品18TS82A与18TS82B锆石CL特征及U-Pb年龄谐和图Fig. 5 Cathodoluminescence images and Concordia diagrams for zircons from gneissic migmatitic leucocratic dyke samples 18TS82A and 18TS82B

对片麻状浅色岩脉样品18TS82A 中15 颗单颗粒锆石进行了测试，其Th/U 比值在0.26～0.70 之间，多数大于0.4 （表2），与岩浆锆石的Th/U 比值相符。15 个分析点全部给出了谐和年龄（图5b），其加权平均年龄为330±2.7 Ma（MSWD=0.13）。片麻状浅色岩脉样品18TS82B 的15 颗单颗粒锆石分析中，除去6 号点外，其余点均为谐和年龄，它们的Th/U 比值在0.18～0.51 之间（表2）。其中13个分析点的年龄比较集中，求得加权平均年龄为332±2.8 Ma（MSWD=0.31）。另外一颗锆石的谐和年龄为356±5 Ma，明显老于其它锆石的年龄，可能为源区继承锆石（图5c，d）。

对微弱变形的浅色岩脉样品18TS82D 与18TS82F 分别测定了15 颗和20 颗单颗粒锆石，所得年龄均为谐和年龄，Th/U 比值在0.23～0.91 之间（表2）。从样品18TS82D 中14 个年龄集中的分析点获得加权平均年龄为332±2.7 Ma（MSWD=0.23），另一颗锆石的谐和年龄（355±7 Ma）也显著偏老，且与样品18TS82B 中偏老的锆石年龄一致，应为继承锆石（图6a，b）。样品18TS82F中20 个分析点全部谐和且非常一致，其加权平均年龄为332±2.3 Ma（MSWD=0.27）。

在另一个片麻状浅色岩脉样品18TS82H 中，挑选了22 颗单颗粒锆石，测定了23 个分析点，得到22 个谐和年龄。其中，19 个分析点测定了CL 图像较亮的锆石核部，其余3 个点则测定了锆石暗边。结果显示，核部与暗边具有相同的谐和年龄（图6e,f），全部22 个分析点得到加权平均年龄为331±2.2 Ma （MSWD=0.27）。值得注意的是，第10 号点（暗边）具有较低的Th/U 比值（0.07）（表2），表明该锆石暗边可能是混合岩化作用或长英质熔体和流体作用的产物。其余锆石的Th/U 比值在0.25～0.88 之间，符合岩浆锆石的特征。另外，第20 号分析点得到一个不谐和年龄（图6f），可能与混合岩化作用及长英质熔体作用过程中普通Pb 的影响有关。

4 讨论

4.1 混合岩形成时代以及形成机制

图6 浅色岩脉样品18TS82D、18TS82F与18TS82H锆石CL特征及U-Pb年龄谐和图Fig. 6 Cathodoluminescence images and Concordia diagrams for zircons from leucocratic dyke samples 18TS82D, 18TS82F and 18TS82H

长期以来，对于混合岩的成因，特别是其中长英质浅色体的来源存在争议，归纳起来可有四种传统模型，即外来岩浆沿面理灌入（Sederholm,1907, 1934; Weber and Barbey, 1986; Barbey et al.,1990; Vernon et al., 2001）、热液交代作用（Misch,1968; Olsen, 1984, 1985; Babcock and Misch, 1989）、变质分异作用（Robin, 1979; Ashworth and McLellan,1985; Lindh and Wahlgren, 1985; Blom, 1988）和部分熔融（Mehnert, 1968; Johannes and Gupta, 1982）。前二者主张外来热源和物质交代，后二者则强调岩石原地不均匀分熔过程。

外来交代说主要基于混合岩中浅色体与暗色体的接触关系、二者年龄和物质组成的差异、以及浅色物中富含高化学活动性流体等因素（Sederholm, 1934；Weber and Barbey, 1986）。然而，Mehnert（1968）的研究发现，混合岩的整体部分与未受混合岩化作用的岩石具有相同的化学组成。Sawyer（1999, 2008）从岩石变形组构的角度论述了混合岩塑性流变与深熔作用之间的紧密联系，进一步支持了部分熔融学说。混合岩内部结构关系统计和质量平衡计算也表明，深熔作用过程中可以没有高活动性外来组分的带入（陈斌和黄福生，1994）。曾令森等（2004）在流体动力学原理基础上分析了南加州Sierra Nevada 复合岩基中混合岩浅色体与原岩的地球化学组成和变形特征，发现即使存在强烈应变条件下，中下地壳浅色体的迁移距离也十分有限，有力验证了原地部分熔融模型。Kriegsman 和 Hensen（1998）在对各种模型进行综合对比的基础上提出，部分熔融分离的熔体还通常与残留物发生退变质反应，形成最终的浅色体与暗色体。由此可见，原地部分熔融已经被证明是混合岩化作用过程中的普遍现象，在研究混合岩成因中已受到广泛认可。

近年来，大量有关全岩地球化学和Sr-Nd-Pb 同位素研究表明，混合岩通常源自与其伴生的变质沉积岩或花岗片麻岩（Johannes et al., 1995; Mengel et al., 2001；胡恭任等，2001；Hinchey and Carr, 2006;陈福坤等，2006；刘锐等，2008）。根据前文所述，哈尔里克变质带混合岩具有以下特征：（1）主要发育在矽线石带中，与矽线石（±石榴石）云母片岩和片麻岩等高级变质沉积岩伴生；（2）发育有石榴子石等富铝矿物；（3）在时间和空间上与浅色花岗岩或混合花岗岩紧密相伴（图7）。由此可以推测，哈尔里克混合岩是其原岩（即居里德能组沉积岩）在高温条件下发生变质并进一步部分熔融作用的结果。根据暗色体中矽线石+黑云母+钾长石+石英±石榴石±斜长石±白云母矿物组合，我们推测熔融反应为：白云母+斜长石+石英=矽线石+钾长石+熔体，以及黑云母+矽线石=石榴子石+钾长石+熔体（Spear et al., 1999）。

图7 哈尔里克变质岩40Ar/39Ar年龄（据孙桂华，2007）、晚古生代侵入岩（孙桂华等，2007；汪传胜等，2009a, 2009b；陈希节与舒良树，2010；陈希节等，2016；宋鹏等，2018；朱小辉等，2018）及同构造岩脉（本文）锆石U-Pb年龄分布图Fig. 7 Compilation of 40Ar/39Ar ages of metamorphic rocks and zircon U-Pb ages of syn-kinematic dykes (this study) and late Paleozoic granites intruding in the metamorphic rocks of the Harlik Range

目前，对哈尔里克变质带变质作用的时代还存在争议。赵明等人（2002）基于该地区变辉长岩与片麻状花岗岩的锆石U-Pb 年龄，认为哈尔里克地区存在两期变质作用，分别发生于306 Ma 与296～294 Ma。然而，变辉长岩与片麻状花岗岩的锆石U-Pb 年龄实际代表的是辉长岩和花岗岩的结晶年龄，它们对变质作用的时代仍然没有很好的约束。孙桂华（2007）通过对变质岩中同构造云母颗粒的40Ar/39Ar 测年，认为变质作用发生于301～277 Ma，变质作用峰期在290 Ma 左右。考虑到哈尔里克变质带部分岩石达到了高角闪岩相，而云母40Ar/39Ar体系的封闭温度较低，因此该云母40Ar/39Ar 年龄代表的应该是变质事件的冷却年龄，而不应是峰期变质年龄。本文对混合岩化中发育的片麻状浅色岩脉以及三条不同程度变形的同构造或晚构造浅色岩脉的锆石U-Pb 测年结果（332～330 Ma）（图5，6），在误差范围内基本一致，代表了混合岩长英质浅色脉体的结晶年龄。该年龄可以有效限定哈尔里克变质带中混合岩化作用发生的时代应在330 Ma 左右，亦即表明，该地区高角闪岩相变质作用和构造变形发生在这一年龄阶段。

4.2 混合岩形成背景及构造意义

哈尔里克变质带中的混合岩形成于330 Ma 左右，且其构造变形特征揭示了区域NW-SE 向伸展构造作用（孙桂华，2007），表明哈尔里克地区在～330 Ma 已处于伸展背景。通过统计对比哈尔里克地区花岗岩的年龄、地球化学和同位素组成等数据，可以发现花岗岩体的集中侵位作用也开始于330 Ma（图7），这些花岗岩类的全岩εNd(t)值和锆石εHf(t)值多为正值，通常被认为是形成于俯冲造山带向造山后伸展的构造转折背景（汪传胜等，2009a；宋鹏等，2018）。结合东准噶尔地区构造演化历史，哈尔里克地区很可能在330 Ma之前已经与东准噶尔完成了增生拼贴造山（黄岗等，2012；Zhang et al., 2013; Xu et al., 2015; Du et al., 2018b）。发生于330 Ma 左右的后造山伸展事件很可能与区域上花岗岩的形成及侵位紧密相关。另外，发育在哈尔里克山西段南山口一带的碱性花岗岩（王良玉等，2016），以及在相邻的博格达构造带中广泛发育的330～315 Ma 的双峰式火山岩（Chen et al., 2013; Zhang et al., 2017; Wali et al.,2018），也与区域伸展背景相一致。

混合岩化作用往往与S 型花岗岩浆作用和角闪岩相及更高级变质作用在时、空上密不可分（Johannes et al., 2003; 吴元保等，2004；Hinchey and Carr, 2006）。大量的研究已能充分证实，地壳深熔作用的温度压力条件（700～800℃；4～5 Kbar）（刘锐等，2008）最有可能发生在俯冲—碰撞造山带增厚的中下地壳深度（Brown, 1994; Foster et al., 2001）。然而值得指出的是，哈尔里克地区广泛发育的330～280 Ma 的花岗岩类并不是S 型花岗岩，而是I 型或A型花岗岩（汪传胜等，2009a，2009b；陈希节与舒良树，2010；Yuan et al., 2010; 陈希节等，2016；宋鹏等，2018），表明形成这些花岗岩的岩浆并不是由表壳岩石的部分熔融形成的。这主要是因为，哈尔里克与东准噶尔之间的汇聚造山并非典型的陆陆碰撞造山作用，而是弧—弧增生拼贴造山作用（Li et al., 2020），因此并没有发生大陆俯冲而导致大量的表壳岩到达地壳深部。因此，在330 Ma 哈尔里克—东准噶尔完成拼贴造山时，该套变质沉积岩发生的部分熔融程度有限，并不能提供足够的重熔改造S 型花岗质岩浆。

此外，造山作用过程中，深熔作用往往发生在地壳增厚向伸展过度的减压阶段，即减压部分熔融（Hinchey and Carr, 2006）。如前所述，哈尔里克变质带混合岩化作用发生在330 Ma 左右，与大量后造山环境下岩浆侵入作用开始的时代非常一致。这进一步证实该混合岩化作用与后造山伸展背景有关。值得注意的是，研究区广泛发育330～300 Ma 之间的花岗质岩浆作用，但并没有同期的40Ar/39Ar 年龄记录（图7），表明在这段时间内，哈尔里克变质带一直处于高温热流环境之下。从～300 Ma 开始，区内变质岩和岩浆岩中获得大量40Ar/39Ar 年龄，表明哈尔里克变质带的温度开始下降，可能指示了变质带的折返抬升。根据研究区岩浆活动和40Ar/39Ar 构造热年代学记录（图7），300～280 Ma 期间，是区域性伸展相关的岩浆作用和地壳抬升剥露的主要时期。因此，后造山环境下区域伸展构造和岩浆侵位作用很可能是哈尔里克岩浆弧地壳基底（混合岩和高级变质沉积岩）的折返抬升的主要原因。