2013, Vol. 29
2. 中国地质科学院地质研究所，大陆构造与动力学国家重点实验室，北京 100037;
3. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，武汉 430074
2. State Key Laboratory of Continental Tectonics and Dynamics, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China
北山造山带是中亚造山带的重要组成部分，其位于天山缝合带和索仑缝合带的交接部位(Xiao et al., 2010)，由大量构造块体，包括微陆块、岛弧、洋壳和增生杂岩等经多期次俯冲和拼贴作用形成的增生型造山带(Xiao et al., 2010；Song et al., 2013)。
在北山造山带中广泛分布大量高级变质岩，被认为是造山带的前寒武纪基底(左国朝等，1990；李景春等，1996；魏学平等，2000)，以往统称为“北山杂岩”(图 1a)，主要由片麻岩、石英片岩、斜长角闪岩、混合岩、变粒岩及大理岩等组成(刘雪亚等，1995；左国朝等，2003)。对这些前寒武纪基底的形成时代、归属及变质作用过程的正确认识，是造山带构造格架划分及演化过程认识的关键问题(Sun et al., 2008；Song et al., 2013)。目前，对北山造山带的基底归属和构造单元划分存在多种观点，主要包括：(1) 以石板井-小黄山蛇绿混杂岩带为界，以北属哈萨克斯坦板块，以南属塔里木板块(左国朝等，1990；Zuo et al., 1991)；(2) 以红石山-黑鹰山和白山-红柳园-账房山两条深大断裂为界，将北山造山带从北到南分为西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块和塔里木板块(刘雪亚等，1995)；(3) Xiao et al. (2010) 将北山造山带分为9个构造单元，其中具有古老微陆块性质的构造单元为黑鹰山-旱山地块、双鹰山-花牛山地块和石板山地块，且将石板山归为敦煌地块的一部分。
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图 1 北山造山带构造简图(a, 插图为中亚造山带位置示意图，据Xiao et al., 2010)和石板墩-白墩子地区地质简图(b) Fig. 1 Simplified tectonic map of Beishan orogenic belt (a, the inset showing sketched tectonic map of the Central Asian Orogenic Belt, modified after Xiao et al., 2010) and simplified geological map of Shibandun-Baidunzi area (b) |
存在上述不同认识的主要原因之一是基底岩石已有的年代学研究结果少且准确度低，尤其缺少高精度的锆石U-Pb原位定年和Hf同位素分析(表 1)。此外，由于造山作用的强烈改造，大多数地层的原有序列遭受破坏，一些古生代的岩体由于经历了高级变质作用而被误认为是前寒武纪基底岩石。例如，魏学平等(2000) 通过Sm-Nd定年认为马鬃山地区的“北山杂岩”形成于古元古代-新太古代；但是Song et al. (2013) 通过LA-ICP-MS锆石U-Pb定年证实它们其实形成于古生代。事实上，目前在整个北山地区具有可靠年龄的前寒武纪岩石仅为新元古代柳园眼球状片麻岩(梅华林等，1999；叶晓峰等，2013)。
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表 1 北山造山带部分已有前寒武纪年龄结果 Table 1 Some Precambrian dating results of the Beishan orogen |
北山造山带的构造演化经历了新元古代古陆块裂解、古生代岛弧和大陆弧的形成、弧-弧碰撞和弧-陆碰撞等多个阶段，最终碰撞拼合，进入陆内演化阶段，并可能持续到泥盆纪或晚二叠世(Zuo et al., 1991; Ao et al., 2010, 2012; Xiao et al., 2010; Su et al., 2011a)。前人通过柳园榴辉岩的研究，揭示了俯冲的洋壳于~465Ma经历了榴辉岩相变质，以及~430Ma的退变质过程(Liu et al., 2010; Qu et al., 2011)。同时，北山造山带中的古老微陆块也卷入了古生代造山作用过程，基底岩石发生一定程度的混合岩化或者再造。前人对北山地区花岗岩的Nd同位素和锆石Hf同位素研究显示这些古生代花岗岩部分为古老地壳再造的产物或者有古老地壳的参与(江思宏和聂凤军，2006；刘雪敏等，2010；张文等，2010；Song et al., 2013)。但是，对北山造山带广泛发育的混合岩化的时代、过程和构造意义关注较少。
本文选取位于北山造山带南缘，即石板山地块上的石板墩斜长角闪岩、白墩子片麻岩及其中长英质脉体进行锆石U-Pb定年及Hf同位素分析和全岩地球化学分析，揭示它们的形成时代和变质作用历史，以期探讨北山造山带中古老微地块的归属，及其对北山造山带古生代构造演化的制约。
2 地质概况北山造山带位于甘肃省西北部及内蒙古西部，呈东西向延伸，西邻东天山，东于弱水走滑断裂被巴丹吉林沙漠掩盖，向北可以延伸到蒙古增生造山带，南至阿尔金断裂，全长约520km，南北宽约250km(图 1b；刘雪亚和王荃，1995；Zuo et al., 1991；Xiao et al., 2010)。北山造山带由一系列的岛弧、蛇绿混杂岩带和微陆块等构造单元组成。其中可能存在古老前寒武纪基底的微陆块有黑鹰山-旱山地块、马鬃山地块、双鹰山-花牛山地块和石板山地块等(图 1b、表 1)。
黑鹰山-旱山地块主要发育石炭系海相碎屑岩及中-酸性火山岩，并广泛发育晚古生代花岗岩体(Xiao et al., 2010)。在红石山以东地段及旱山一带，出现片岩、片麻岩以及混合岩等。孙新春等(2005) 获得了小红山一带黑云斜长片麻岩的单颗粒锆石上交点年龄为~2656Ma。聂凤军等(2004) 测得了交叉沟地区斜长角闪岩的Sm-Nd等时线年龄为1264±11Ma(表 1)。马鬃山地块西接中天山地块，有研究者认为其是中天山地块的东延部分(刘雪亚和王荃，1995；左国朝等，2003)。在明水、盐池、草呼勒哈德、石板井等地分布有一套高级变质岩，岩石类型包括片麻岩、片岩、混合岩等，前人认为是古元古代-中太古代的基底岩石(魏学平等，2000)。但是，最近Song et al. (2013) 对马鬃山镇北一带的片麻岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄研究表明，它们的形成年龄峰期为~494Ma和~465Ma，是古生代岛弧岩浆作用的产物，变质作用时代为~460Ma和~430Ma。双鹰山-花牛山地块为古生代岛弧带，在北部边缘红柳河、牛圈子及月牙山等地分布有蛇绿混杂岩带。梅华林等(1998) 通过单颗粒锆石定年认为双鹰山-花牛山地块的白湖地区存在古元古代花岗质岩石。杨建国等(2010) 对原划分为石炭纪的花牛山铅锌矿玄武岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，获得年龄为1071±5Ma，认为代表玄武岩的时代。但是我们的定年结果显示玄武岩的结晶年龄可能为~460Ma，并存在少量1200~2600Ma继承锆石(测试数据另文发表)。在柳园古堡泉一带发育一套新元古代眼球状片麻岩，形成年龄为~900Ma(梅华林等，1999；叶晓峰等，2013)，这是北山地区已知的具有可靠年龄的前寒武纪岩石。
石板山地块被认为是古生代的活动大陆边缘(Xiao et al., 2010)，东起金塔县、旧寺墩，经老君庙、石板墩，西至玉门关以北及白山一带。该构造单元除广泛分布晚古生代花岗岩类之外，主要为中高级变质岩，岩石组成有混合岩、片麻岩、大理岩、片岩、变质砂岩、千枚岩等。长期以来，该地块被认为是塔里木板块或敦煌地块的一部分(刘雪亚和王荃，1995；李志琛，1994；梅华林等，1997；左国朝等，1990)。前人对这些中高级变质岩也开展了大量的年代学研究。例如：李志琛(1994) 报道了老君庙斜长角闪岩~2900Ma Sm-Nd等时线年龄，桑海清等(1997) 报道了老君庙片麻状石英闪长岩的~1800Ma Ar-Ar等时线年龄。但是，上述年龄结果大多为基于少量样品的全岩等时线年龄或为单颗粒锆石的上交点年龄，且没有原始数据供检验，其结果的可靠性需要进一步验证。本文的研究样品采集自北山造山带南缘的石板山地块，均位于原划分的“北山杂岩”中(图 1b)。样品X11-109-1和样品X12-12-1采于石板墩地区，GPS坐标为N40°57.2′/E95°54.0′，岩性为斜长角闪岩；样品X10-37-1和X10-37-2采于白墩子地区，GPS坐标为N40°52.6′/E95°34.7′，分别为片麻岩和其中的长英质脉体。从野外观察来看，两个地点均发育较强的混合岩化，可见宽度不等的长英质脉体平行片麻理方向分布，石板墩斜长角闪岩、白墩子片麻岩样品均为混合岩化片麻岩的暗色部分(图 2)。
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图 2 研究样品的野外露头照片和显微照片 (a)-石板墩斜长角闪岩；(b)-石板墩斜长角闪岩的显微照片(正交偏光)；(c)-白墩子片麻岩和长英质脉体；(d)-白墩子片麻岩的显微照片(正交偏光).矿物缩写：Amp-角闪石；Bt-黑云母；Grt-石榴子石；Ms-白云母；Pl-斜长石；Qz-石英 Fig. 2 Field photographs and photomicrograph of the studied samples (a)-field photo of the Shibandun amphibolite; (b)-photomicrograph of the Shibandun amphibolite (crossed nicols); (c)-field photo of the Baidunzi gneiss sample and feldspar-quartz veins; (d)-photomicrograph of the Baidunzi gneiss (crossed nicols). Amp-amphibole; Bt-biotite; Grt-garnet; Ms-muscovite; Pl-plagioclase; Qz-quartz |
石板墩斜长角闪岩的主要矿物组成为斜长石(50%)、角闪石(30%)、石英(10%)，含少量钾长石、以及黑云母、磷灰石、金红石、榍石等(图 2b)。角闪石为镁质普通角闪石，具有较高的MgO(12.3%~17.2%)，较低的Al2O3(1.4%~9.5%)、FeO(11.4%~15.8%)和Na2O(0.1%~1.2%)，斜长石为中长石(An=41~44)(样品X12-12-1)(表 2)。应用角闪石-斜长石温度计(Holland and Blundy, 1994)和角闪石-斜长石-石英压力计(Bhadra and Bhattacharya, 2007)计算的变质温压条件为760℃和0.5GPa。但另一个样品(X11-109-1)蚀变较强，斜长石较强烈的绢云母化，成分主要为钠长石(An=3)，角闪石发生绿泥石化、碳酸盐化等。
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表 2 代表性矿物电子探针成分分析结果(wt%) Table 2 Representative mineral compositions (wt%) |
白墩子片麻岩呈鳞片粒状变晶结构，片麻状构造，主要由斜长石(50%)、石英(30%)、黑云母(10%)等组成，含少量白云母和石榴子石，副矿物有榍石、磷灰石等(样品X10-37-1)(图 2d)。斜长石主要为钠长石(An=7~12)，强烈绢云母化和黝帘石化。黑云母呈条带状，部分发生绿泥石化。石榴石富CaO(8.5%~9.8%)和MnO(5.6%~7.0%)，端元组成为Alm57-59Grs24-28Prp3Sps13-16(表 2)。
长英质脉体(X10-37-2)，粒状镶嵌结构，块状构造，主要由石英(60%)、斜长石(30%)、黑云母(5%)、白云母(5%)组成，副矿物有榍石、磷灰石。斜长石主要为富钠长石(An=9~10)，部分绢云母化。黑云母部分绿泥石化。
4 分析方法全岩主量元素成分在国家地质实验测试中心用Rigaku-3080型XRF测定，分析结果误差小于0.5%。微量元素成分在中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室采用Agilent 7500a 型ICP-MS测定。用于ICP-MS分析的样品处理过程如下：(1) 称取粉末50mg于Teflon溶样器中；(2) 采用Teflon溶样弹将样品用HF+HNO3在195℃条件下消解48h；(3) 将在120℃条件下蒸干除Si后的样品用2%HNO3稀释2000倍，定容于干净的聚酯瓶中。详细的样品处理过程、分析条件同Liu et al. (2008) 。
锆石分选采用重砂方法完成。CL图像分析在中国地质科学院地质研究所北京离子探针中心Hitachi S2250-N扫描电镜上完成。锆石U-Pb同位素定年在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用LA-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为GeoLas 2005，ICP-MS为Agilent 7500a。每个分析包括大约20~30s的空白信号和50s的样品信号，激光束斑直径为32μm。对分析数据处理，包括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ICPMSDataCal 完成。详细的仪器操作条件和实验步骤参考Liu et al.(2008, 2010)。锆石微量元素含量利用NIST610做为外标、29Si做内标的方法进行定量计算(Liu et al., 2010)。采用ISOPLOT 2.04(Ludwig, 2001)进行锆石加权平均年龄计算及谐和图的绘制。
样品X11-109-1和X10-37-1的锆石原位Hf同位素分析，在中国地质科学院矿产资源研究所配有Newwave UP 213nm激光剥蚀系统的Neptune多接受电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS)上进行。分析方法与步骤类似Wu et al. (2006) 。激光剥蚀的斑束大小为44μm，频率为8Hz。以国际锆石标准GJ-1为参考物质，本次实验176Hf/177Hf加权平均值为0.282007±0.000007 (2σ, n=36)，与参考标准值(Morel et al., 2008)在误差范围内一致。样品X10-37-2的原位Hf同位素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的Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS)和Newwave UP 213nm激光剥蚀系统上进行的。分析时激光束直径44μm，激光脉冲频率为8Hz。
在计算(176Hf/177Hf)i和εHf值时，176Lu的衰变常数采用1.865×10-11a-1(Scherer et al., 2001)，εHf的计算采用Bouvier et al. (2008) 推荐的球粒陨石Hf同位素值，176Lu/177Hf=0.0336，176Hf/177Hf=0.282785。Hf模式年龄计算中，亏损地幔176Hf/177Hf现在值采用0.28325，176Lu/177Hf 为0.0384，两阶段模式年龄采用平均地壳的(176Lu/177Hf)C=0.015(Griffin et al., 2000)进行计算。
5 分析结果 5.1 锆石U-Pb年代学斜长角闪岩样品X11-109-1中锆石呈柱状，长100~150μm。CL图像显示这些锆石可以分为两类，一类锆石具震荡环带，且发育CL发光较强的窄边，部分锆石含有继承的核部；另一类锆石整体成分均一，CL图像特征类似第一类锆石的边部(图 3a)。共进行了34个点的U-Pb年龄和微量元素分析(表 3、表 4)。22个点位于第一类锆石震荡环带的区域，分析结果一致，均位于谐和线上，206Pb/238U加权平均年龄为882±4Ma(2σ；MSWD=0.66)。它们的Th含量为47×10-6~413×10-6，U含量为60×10-6~827×10-6，Th/U为0.09~1.08，稀土元素配分曲线具有轻稀土亏损，重稀土富集(Yb/Dy=3.50~5.83)，Ce正异常以及Eu负异常的特点，应为原岩岩浆结晶锆石。两个核部分析点的年龄分别为941±9Ma和1066±11Ma，明显老于原岩岩浆结晶锆石的年龄，应为继承锆石。10个分析点位于第一类锆石的边部和第二类锆石，分析结果较为一致，206Pb/238U年龄为281±6Ma~304±8Ma，加权平均为291±4Ma(2σ；MSWD=1.2)，应代表变质作用的年龄。但是其Th、U含量，Th/U比值(0.85~1.88)，以及稀土元素配分曲线与原岩结晶锆石没有显著区别(图 4a, b、图 5)。
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图 3 代表性锆石CL图像 实线圆圈为年龄测点，虚线圆圈为Hf 同位素测点，标尺长度为100μm Fig. 3 CL images of representative zircons Solid circles denote U-Pb analysis spot and dashed circles denote Lu-Hf analysis spot, the scale bars are 100μm |
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表 3 锆石U-Pb同位素定年结果 Table 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results |
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表 4 锆石稀土元素分析结果(×10-6) Table 4 REE compositions of zircons from the studied samples (×10-6) |
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图 4 锆石U-Pb谐和曲线图解(左栏)和稀土配分曲线(右栏, 球粒陨石标准值据Taylor and McLennan, 1985) Fig. 4 U-Pb concordia diagrams (left column) and chondrite-normalized REE patterns of zircons (right column, chondrite values after Taylor and McLennan, 1985) |
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图 5 Th-U图(a, Th/U在0.01~10之间)和Th/U-年龄图(b) Fig. 5 Plot of Th vs.U (a, contoured for Th/U ratios form 0.01 to 10) and Th/U vs. age diagram (b) |
片麻岩样品X10-37-1锆石呈柱状，长约150~300μm。CL图像显示锆石可以分为两类，一类具有震荡环带，发育CL发光较强的窄边，部分含有继承的核部；另一类锆石也呈核-边结构，但是内部呈均一或分区结构，边部具有较核部强的CL特点(图 3b)。15个分析点位于第一类锆石振荡环带的区域(表 3、表 4)，结果较为一致，206Pb/238U年龄为855±15Ma~914±9Ma，加权平均年龄881±9Ma(2σ；MSWD=3.3)。它们的Th含量为31.7×10-6~577×10-6，U含量为303×10-6~1254×10-6，Th/U为0.06~0.89，稀土配分曲线显示轻稀土亏损，重稀土富集(Yb/Dy=2.84~4.90)，Ce正异常及Eu负异常的特点，具有岩浆成因锆石的特征，881±9Ma应代表原岩岩浆结晶年龄。两个位于锆石核部的分析点给出了较老的年龄，分别为1756±18Ma和1791±15Ma。25个分析点位于第二类锆石的核部，结果一致，206Pb/238U加权平均年龄为294±2Ma(2σ；MSWD=1.3)，应代表样品的变质作用年龄。与样品X11-109-1的变质成因锆石类似，其Th、U含量和Th/U比值(0.22~1.29)，以及稀土元素配分曲线与原岩结晶锆石没有显著区别。10个分析点位于第二类锆石的边部，其206Pb/238U年龄为272±16Ma~292±7Ma，应代表更晚一期热事件的时代。值得注意的是其Th、U含量，Th/U比值(0.63~1.62)，以及稀土元素配分曲线也与岩浆锆石类似(图 4c, d、图 5)。
长英质脉体样品X10-37-2中锆石呈柱状，长120~280μm。锆石CL发光较弱，振荡环带发育，具有CL发光较强的窄边，部分锆石含有核部(图 3c)。共进行了21个点的测试分析(表 3、表 4)。19个点位于CL发光较弱具震荡环带的区域，206Pb/238U加权平均年龄为295±2Ma(2σ；MSWD=0.69)，Th含量为69.0×10-6~370×10-6，U含量为728×10-6~1927×10-6，Th/U比值为0.08~0.46。该年龄与样品X11-109-1和X10-37-1的变质年龄接近，反映脉体形成可能与区域混合岩化作用有关。1个分析点位于CL发光较强、均一的锆石边部，年龄为271±5Ma，与X10-37-1的晚期热事件年龄接近。另一个分析点位于继承的锆石核部，年龄为1099±29Ma(图 4e, f、图 5)。
5.2 锆石Hf同位素对样品X11-109-1共进行了27个点的Hf同位素分析(表 5)。其中19个点位于原岩岩浆结晶锆石的区域，其初始176Hf/177Hf值为0.282063~0.282291, 相应的εHf(t)值为-6.3~2.2，tDM2变化于1.62~2.14Ga。7个分析点位于变质成因的锆石边部或颗粒上，具有较高的初始176Hf/177Hf为0.282687~0.282870, 相应的εHf(t)值为3.0~9.4，tDM2变化于0.69~1.10Ga。一个继承锆石核的初始176Hf/177Hf为0.282225, εHf(t)值为4.1，tDM2为1.65Ga(图 6)。
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表 5 研究样品的锆石Hf同位素组成 Table 5 Zircon Hf isotope compositions of the studied samples |
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图 6 锆石Hf同位素演化图解 敦煌地块TTG岩石和古堡泉眼球状片麻岩锆石Hf同位素数据分别引自Zhang et al. (2013) 和叶晓峰等(2013) Fig. 6 Hf isotopic evolution diagram for the representative samples The values of Dunhuang block after Zhang et al. (2013) ; the values of Gubaoquan gneiss after Ye et al. (2013) |
对样品X10-37-1共进行了30个点的Hf同位素分析(表 5)，其中7个点位于第一类锆石振荡环带的核部，初始176Hf/177Hf为0.282166~0.282239, 相应的εHf(t)值为-2.2~0.3，tDM2变化于1.74~1.89Ga；15个点位于第二类锆石的核部，初始176Hf/177Hf为0.282721~0.282827, 相应的εHf(t)值为4.3~7.8，tDM2变化于0.79~1.02Ga，176Hf/177Hf值比震荡环带的核部偏大；7个点位于第二类锆石的边部，初始176Hf/177Hf为0.282705~0.282801，相应的εHf(t)值为3.3~6.8，tDM2变化于0.85~1.07Ga；一个年龄为1756±18Ma的继承锆石核的初始176Hf/177Hf为0.281766, εHf(t)值为3.5，tDM2为2.23Ga(图 6)。
对样品X10-37-2共进行了12个点的Hf同位素分析(表 5)，都位于CL发光较弱且具震荡环带的区域，初始176Hf/177Hf为0.282513~0.282599, 相应的εHf(t)值为-3.0~0，tDM2变化于1.29~1.49Ga(图 6)。
5.3 地球化学样品的主量和微量分析结果列于表 6。两个斜长角闪岩样品具有较低的SiO2含量(49.73%~52.23%)、较高的Al2O3(17.45%~17.71%)和Fe2O3T(7.59%~8.31%)。片麻岩样品的SiO2含量为66.39%，Al2O3为16.17%，Fe2O3T为4.02%，弱过铝质(A/CNK=1.03)。长英质脉体(样品X10-37-2)具有较高的SiO2含量(82.54%)，Al2O3含量为9.42%，较低的Fe2O3T含量(0.83%)。
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表 6 样品的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果 Table 6 Major (wt%) and trace (×10-6) element composition of the studied samples |
斜长角闪岩具有较平缓的的稀土配分曲线，Eu为负异常不明显(Eu/Eu*=0.70~0.81)。片麻岩样品具有类似的稀土配分曲线型式，Eu呈正异常(Eu/Eu*=1.40)。长英质脉体的稀土总量偏低，配分曲线具有轻稀土富集，Eu正异常明显(Eu/Eu*=3.23)的特点。在微量元素蜘蛛图上，所有样品都显示出富集Rb、Ba、U、K、Pb，亏损Nb、Ta的特点，但是长英质脉体的Nb、Ta、P、Sm、Nd呈现出更低的特点(图 7)。深熔作用形成的长英质脉体的稀土和高场强元素含量通常较低，主要是深熔作用过程中锆石、磷灰石等富稀土的副矿物残留的结果(Watt and Harley, 1993；万渝生等，2002)。
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图 7 球粒陨石标准化稀土配分曲线(a, 标准化值据Taylor and McLennan, 1985)和原始地幔标准化微量元素蜘蛛图(b, 标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Chondrite-normalized REE pattern (a, chondrite values after Taylor and McLennan, 1985) and primitive mantle-normalized trace element spidergram (b, primitive mantle values after Sun and McDonough, 1989) |
石板墩斜长角闪岩(X11-109-1)和白墩子片麻岩(X10-37-1)中原岩岩浆锆石均给出了一致的原岩结晶年龄，即~880Ma，显示北山石板山地块存在新元古代早期(~880Ma)的岩浆活动产物。这两个样品也具有类似的锆石Hf同位素组成，初始176Hf/177Hf值为0.282063~0.282291，εHf(t) 值变化为-6.3~2.2，具有远大于其结晶年龄的两阶段Hf模式年龄(tDM2)1.62~2.14Ga，反映了其原岩岩浆可能起源于古元古代地壳的部分熔融，但其变化较大的锆石Hf同位素组成，暗示了有新生地壳物质的加入。
已有研究表明北山的双鹰山-花牛山地块上广泛出露的眼球状片麻岩的形成时代也为新元古代，为~900Ma(叶晓峰等，2013)，与石板墩斜长角闪岩和白墩子片麻岩的原岩形成年龄较为一致。此外，它们也具有类似的锆石Hf同位素组成(图 6)，显示了这两个古老陆块可能具有统一的来源或前寒武纪构造-热事件历史。虽然目前在北山造山带还没有确切的证据表明存在古元古代的岩石，但本文和前人的已有研究显示石板山地块和双鹰山-花牛山地块存在明显老于北山造山带中洋壳形成年龄的地质体，并可能存在更古老的地壳物质，因此，它们应代表北山造山带中具有古老微陆块性质的构造单元。但是，其它的马鬃山地块或黑鹰山-旱山地块是否存在古老的地壳基底，及其时代与归属仍有待于进一步研究。
由于“北山杂岩”普遍经历了高级变质作用，长期以来被认为是北山造山带的前寒武纪基底(左国朝等, 1990, 2003；刘雪亚和王荃，1995；李景春等，1996；魏学平等，2000)，但是缺少足够的精确的同位素年龄制约(表 1)，这也造成了对基底归属的多种不同认识。北山南缘的石板山地块被认为属于敦煌地块的一部分(刘雪亚和王荃，1995；梅华林等，1997；李景春等，1996；Xiao et al., 2010)。敦煌地块是塔里木板块东缘的基底出露区，在敦煌党河水库、三危山、安西以南、肃北红柳峡，以及金塔等地，广泛分布晚太古代-早元古代敦煌群的中、深变质岩系(He et al., 2012, 2013)。梅华林等(1998) 从敦煌地块南部靠近阿尔金断裂的石包城北侧获得的英云闪长岩2.67Ga锆石年龄和2.68Ga的Nd模式年龄，反映敦煌存在着太古宙岩石信息。最近，Zhang et al. (2013) 报道了位于红柳河-石包城一带的~2.5Ga的TTG质岩石，并经历了~1.85Ga的高压麻粒岩相变质作用，确证了敦煌地块存在太古代的基底。而且，新太古代和古元古代片麻岩的锆石Hf同位素研究表明，敦煌地块甚至可能存在古太古代的地壳基底(He et al., 2013；图 6)。这与锆石Hf同位素显示的石板山地块可能存在的最古老基底为古元古代存在显著区别。因此，北山南缘的石板山地块并不是来自敦煌地块，而应有其它的来源。
6.2 北山造山带二叠纪早期深熔作用及其构造意义石板墩斜长角闪岩和白墩子片麻岩中的变质锆石均给出了~295Ma的变质作用年龄。这些变质成因锆石的Th/U比值和稀土元素配分曲线特征与岩浆锆石并没有明显区别。而且，白墩子片麻岩发育有石榴石，但是其锆石稀土配分曲线并没有显示重稀土元素相对亏损的特点。这些可能反映了它们形成于开放体系，即~295Ma的变质成因锆石为深熔作用过程中熔体结晶锆石(Rubatto and Gebauer, 2000; Harley et al., 2007)。反之，如果是流体活动成因的锆石则会具有较低的Th和U含量(Kessel et al., 2005)。另外，它们的初始 176Hf/177Hf 比值明显高于原岩岩浆结晶锆石(图 6)，也反映了它们为新生锆石，而不是由原岩锆石改造或重结晶形成(Gerdes et al., 2009)。因此，~295Ma的变质作用应代表区域上的一次地壳深熔事件，这也得到了白墩子片麻岩中发育同时期长英质脉体的支持。
前人根据柳园榴辉岩的变质作用和年代学研究，认为奥陶纪时柳园洋北向俯冲于双鹰山-花牛山地块之下(Liu et al., 2010；Qu et al., 2011)。在泥盆纪-石炭纪，柳园洋开始向南俯冲于石板山地块之下，并形成石板山弧岩浆作用(Xiao et al., 2010)。在北山造山带的桥湾、西涧泉子、音凹峡等地有304~281Ma后碰撞花岗岩的产出，可能反映了俯冲作用于石炭纪末期结束，北山南缘处于石板山地块与双鹰山-花牛山地块碰撞后的伸展构造背景(张文等, 2010, 2011；冯继承等，2012)。此外，柳园、笔架山、坡什等地295~270Ma的基性岩和~250Ma的超基性岩、红石山一带的~280Ma的双峰式火山岩均被认为形成于伸展作用环境，反映了二叠纪北山造山带处于伸展的构造背景下(Qin et al., 2011; Su et al., 2011b; Zhang et al., 2011)。本文获得的~295Ma变质作用事件可能也形成于该时期后碰撞的构造环境，地壳拉伸减薄，软流圈地幔物质上涌，从而在中上地壳形成一种高温低压的构造环境，使得地壳物质发生深熔作用(图 8；Brown, 2001; Foster et al., 2001)。此外，样品中锆石可能还记录了更晚期的一次构造热事件(270~280Ma)。
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图 8 北山造山带南缘古生代构造演化模式简图 Fig. 8 Schematic model illustrating Paleozoic tectonic evolution of the southern Beishan orogenic belt |
(1) LA-ICP-MS锆石U-Pb定年确证了北山造山带存在~880Ma新元古代岩石，锆石Hf同位素显示其岩浆来自古老地壳的再造，反映北山地区存在古老的前寒武纪基底；
(2) 北山造山带南缘的石板山地块与敦煌地块具有新太古代地壳基底存在显著区别，可能并不是属于敦煌地块的一部分；
(3) 石板墩斜长角闪岩和白墩子片麻岩和长英质脉体记录了~295Ma的深熔作用事件，代表了北山造山带南缘在二叠纪初期处于后碰撞有关的伸展构造背景下。
致谢 张建新研究员和曲军峰副研究员对本文提出了十分有益的修改意见，在此表示诚挚的谢意。| [] | Ao SJ, Xiao WJ, Han CM, Mao QG, Zhang JE. 2010. Geochronology and geochemistry of Early Permian mafic-ultramafic complexes in the Beishan area, Xinjiang, NW China: Implications for late Paleozoic tectonic evolution of the southern Altaids. Gondwana Research, 18: 466–478. DOI:10.1016/j.gr.2010.01.004 |
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