北山西南部二叠纪青墩峡杂岩体的成因及其构造意义
doi: 10.20008/j.kckc.202601002
吴挺煌1,2,3 ， 童英1,2 ， 孙蓓蕾3 ， 文雪琴3 ， 赵庆1,2 ， 孙会一2 ， 杨伟1,2
1. 中国地质科学院地质研究所，深地探测与矿产勘查全国重点实验室，北京 100037
2. 中国地质科学院地质研究所，北京离子探针中心，北京 100037
3. 太原理工大学地球科学与测绘工程学院，山西 太原 030024
基金项目: 本文受国家自然科学基金项目“中国西部造山系多尺度岩浆-成矿时空发育规律”（U2244217）和中国地质调查局项目“中国大陆三维构造格架建模和数据库建设”（DD20220100201）联合资助
Petrogenesis of the Qingdunxia complex in the southwest Beishan Orogen and its tectonic implications
WU Tinghuang1,2,3 ， TONG Ying1,2 ， SUN Beilei3 ， WEN Xueqin3 ， ZHAO Qing1,2 ， SUN Huiyi2 ， YANG Wei1,2
1. State Key Laboratory of Deep Earth and Mineral Exploration, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037 , China
2. Beijing SHRIMP Center, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037 , China
3. College of Geological and Surveying Engineering, Taiyuan University of Technology, Taiyuan 030024 , Shanxi, China
摘要
中亚造山带南缘的二叠纪构造环境一直存在争议，位于其最南端的北山造山带发育大量的二叠纪岩浆岩，为解决这个问题提供了理想的对象。青墩峡中酸性杂岩体出露于北山造山带最南缘的石板山单元西段，主要由黑云母花岗闪长岩和碱长花岗岩组成。SHRIMP锆石U-Pb测年结果显示，炮台花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩分别形成于（284.5±2.6） Ma和（287.5±3.2） Ma，为早二叠世岩浆活动产物。炮台黑云母花岗闪长岩富 SiO2 （62.13%~66.94%），低 K2O（0.62%~2.51%）和 Na2O（2.32%~3.11%），相对富 Fe2O3 T （5.53%~ 7.82%）、MgO（2.51%~3.66%）和Al2O3（12.78%~13.82%），属低钾钙碱性、准铝质-过铝质I型花岗岩，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，弱负 Eu 异常，富大离子亲石元素（Rb、Th、U）和亏损 Ba、Sr、P、Ti，具有高 ISr (0.7099~0.7126）和低εNd(t)值（−6.85~−6.43）。相对而言，峡口碱长花岗岩具有高SiO2（75.37%~75.77%），富 K2O（4.52%~4.69%）和 Na2O（3.36%~3.55%），低 Al2O3 （12.10%~12.36%）、CaO（0.67%~1.12%）、Fe2O3 T （1.55%~2.07%）、MgO（0.19%~0.22%）和P2O5（< 0.02%），属于高钾钙碱性I型花岗岩特征，稀土配分曲线及微量元素蛛网图与炮台黑云母花岗闪长岩相类似，但 Eu 负异常和 Sr、P、T 亏损较为明显，具有低 ISr （0.7042~0.7082）和相对较高的εNd(t)值（−0.82~−0.65）。结果显示这两类花岗岩具有不同的成因，前者可能是古老地壳的重熔，而后者则主要是幔源岩浆底侵导致新生地壳发生部分熔融和古老地壳的重熔，经历不同比例混合和不同程度的结晶分异作用而成。结合北山南部二叠纪岩浆岩研究成果以及沉积记录，表明二叠纪之前柳园地区的古亚洲或其分支洋盆已闭合，而北山南部地壳在早二叠世经历了强烈伸展，引发了新的洋盆（柳园洋）开启，从而形成了区内洋盆与大量的超基性—基性岩、I型和A型花岗岩共存的局面。
Abstract
The Permian tectonic environment in the southern margin of the Central Asian Orogenic Belt remains debated. The Beishan orogen, hosting numerous Permian magmatic rocks, provides a key area for resolving this issue. The Qingdunxia medium-acidic complex, exposed in the western part of the Shibanshan unit, mainly consists of biotite granodiorite and alkali-feldspar granite. SHRIMP zircon U-Pb dating indicates that the Paotai biotite granodiorite and Xiakou alkali-feldspar granite formed at (284.5±2.6) Ma and (287.5±3.2) Ma, respectively. The Paotai biotite granodiorites are rich in SiO2 (62.13%-69.4%), with low K2O (0.62%-2.51%), and Na2O (2.32% -3.11%). It is relatively enriched in T Fe2O3, MgO, Al2O3 and are classified as low-potassium calc-alkaline, peralu-minous to slightly peraluminous I-type granite. They show enrichment of LREEs, depletion of HREEs, weak negative Eu anomaly, enrichment of LILE (Rb, Th, U), and depletion of Ba, Sr, P, and Ti. They have high ISr (0.7099- 0.7126) and low εNd(t) values (−6.85-−6.43). In contrast, the Xiakou alkali-feldspar granites are highly enriched in SiO2 (75.37%-75.77%), K2O (4.52%-4.69%), and Na2O (3.36%-3.55%), with low Al2O3, CaO, T Fe2O3, MgO, and P2O5. They exhibit characteristics of High-K calc-alkaline fractionated I-type granite. Their REE distribution and trace element patterns are similar to those of the Paotai biotite granodiorite but show more pronounced negative Eu anomalies and depletions of Sr, P, and Ti. It has low ISr (0.7042-0.7082) and higher εNd(t) values (−0.82-−0.65). These results suggest that these biotite granitoids likely formed through mantle underplating, causing partial melting of juvenile crust and remelting of ancient crust, followed by mixing in different crust-mantle proportions and varying degrees of fractional crystallization. Combining the research on Permian magmatic rocks sedimentary records in the southern Beishan, it is indicated that the Paleo-Asian Ocean or its branch in this region already closed before the Permian. Meanwhile, the southern Beishan crust experienced extension in the early Permian, triggering the opening of a new ocean (Liuyuan Ocean). This led to the coexistence of oceanic basins with a large number of volume ultramafic-mafic rocks, I-type and A-type granites in the region.
0 引言
中亚造山带作为全球最大的显生宙增生造山带，面积超过1000万km2，介于西伯利亚克拉通和华北—塔里木克拉通之间（图1a），是在古亚洲洋演化基础上，经新元古代至显生宙漫长地质历史时期，由一系列的微陆块、岛弧、俯冲增生杂岩等，历经复杂演化过程而形成（Sengör et al.，1993；Jahn et al.， 2000；Xiao et al.，2015）。尽管前人已对其开展了大量研究工作，但诸多关键科学问题仍悬而未决，其中古亚洲洋的闭合时间与闭合位置问题持续引人关注。近年来，越来越多的证据表明，古亚洲洋的闭合过程呈现出自北向南、自西向东的区域性、阶段性特征（Wang et al.，2023）。
北山造山带地处中亚造山带南缘中段，通常被认为记录了中亚造山带西段大洋的最终闭合，然而关于该地区大洋闭合的具体时间仍存在较大争议，包括泥盆纪（左国朝等，2003；徐学义等，2005）、石炭纪—二叠纪（龚全胜等，2002；何世平等，2002）、二叠纪（Zheng et al.，2020；Hong et al.，2023；Santos et al.，2023a），甚至二叠纪—三叠纪乃至中晚三叠世 （Ao et al.，2010；Xiao et al.，2010；Mao et al.，2012a，2012b，2022，2023；Song et al.，2013；Tian et al.， 2015；Zheng et al.，2020）等不同的认识。显然，二叠纪是这一争议的关键时间节点，厘清二叠纪北山造山带的构造属性，对深入理解整个中亚造山带的演化过程具有十分重要的科学意义。本研究聚焦于北山西南缘的青墩峡中酸性杂岩，对其开展系统的锆石 U-Pb 定年、地球化学以及 Sr-Nd 同位素分析，旨在探讨其成因机制，同时结合前人对北山南部二叠纪构造-岩浆-沉积作用的已有研究成果，进一步剖析区域构造属性，以期为后续相关研究提供重要的依据与参考。
1 区域地质背景
北山造山带西接塔里木，东延阿拉善，北连东天山，南邻敦煌地块（图1a），4条近东西走向的蛇绿混杂岩将其分为 5 个构造单元，自北向南分别为雀儿山、黑鹰山—旱山、马鬃山、双鹰山—花牛山和石板山单元（图1b）（Xiao et al.，2010）。其中，最南部的双鹰山—花牛山单元与石板山单元被柳园蛇绿岩带分隔（图1b），该蛇绿岩带沿柳园辉铜山—账房山一带断续展布，延伸长度约300 km（图1b）。锆石 U-Pb定年结果显示，柳园蛇绿混杂岩中的辉长岩形成于二叠纪（约280 Ma，Mao et al.，2022；Hong et al.， 2023；Santos et al.，2023a，2023b），其玄武岩具有典型的洋中脊玄武岩和岛弧玄武岩的地球化学特征 （Mao et al.，2012b；Santos et al.，2023b）。关于该蛇绿混杂岩的形成与演化存在较大争议，既有弧前环境的观点（Mao et al.，2012b），也有弧后环境的解释 （Santos et al.，2023a，2023b）以及弧后弧的认识 （Hong et al.，2023）。
图1中亚造山带地质简图（a，据Jahn et al.，2000修改）、北山造山带及其邻区简化构造图（b，据Xiao et al.，2010修改）、北山造山带岩浆岩图（c，据Wu et al.，2026修改）及二叠纪岩浆岩锆石U-Pb年龄直方图（d）
花牛山单元位于柳园蛇绿岩混绿岩带以北，主要出露新元古界—下古生界的浅海相沉积变质岩系，包括新元古界洗肠井群和下古生界花牛山群、双鹰山群、罗雅楚山群等。在其东段分布有少量二叠系碎屑沉积岩、火山碎屑岩、灰岩和中酸性火山岩夹层（图1c）。该单元发育多期岩浆活动，从超基性岩到酸性岩均有出露，以中酸性岩为主，其早中古生代基性—超基性、黑云母二长花岗岩和石英闪长岩等侵入岩和富铌玄武岩均有发育，二叠纪则以花岗岩类和辉长岩为主，三叠纪出现了二长花岗岩-正长花岗岩（Li et al.，2013）。
石板山单元为北山造山带最南缘的构造单元，南与敦煌地块（或敦煌造山带）相邻。主要由北山杂岩、古生代地层和晚古生代的中酸性侵入岩组成 （Xiao et al.，2010）。北山杂岩主要包括片岩-片麻岩，如石英岩、大理岩、黑云石英片岩、角闪片岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪片麻岩、花岗片麻岩等。通常认为北山杂岩代表了北山南部的前寒武纪微陆块（He et al.，2018；Zheng et al.，2021），但也有人提出其可能形成于古生代的弧环境（Song et al.， 2016）。古生代地层主要以石炭系—二叠系为主 （图1c），包括石炭系碎屑岩、页岩、千枚岩和中酸性火山岩和二叠纪碎屑沉积岩、火山碎屑岩和基性— 中性以及酸性火山岩（Xiao et al.，2010；Niu et al.， 2021）。晚古生代侵入岩在石板山单元广泛分布，主要为二叠纪花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩等中酸性岩，以及一定数量的辉长岩和基性岩墙等（图1c）。
2 岩体地质及岩相学特征
青墩峡杂岩体位于敦煌市以北 80 km 处，处于石板山单元西段。整个岩体呈眼球状的椭圆形，长轴近东西向长约 50 km，南北向长约 34 km，出露面积约 1300 km2。岩体侵入了石炭系柳园组砂岩，并被二叠纪红柳峡群火山岩-沉积岩和第四纪砾岩所覆盖（图2）。
图2北山南部青墩峡地区地质图（据Wu et al.，2026修改）
青墩峡杂岩体由多个侵入体组成，主体为一套位于岩体中部的二叠纪草湖单元以及北部的炮台单元和南部的峡口单元，草湖单元主要由钾长花岗岩和少量正长花岗岩在内的碱长花岗岩组成，属 A 型花岗岩系列（Wu et al.，2026），炮台单元主要由黑云母花岗闪长岩和少量黑云母二长花岗岩组成，峡口单元主要由碱长花岗岩和少量黑云母花岗岩组成，在碱长花岗岩发育有不均匀的长英质包体（图3e、f），杂岩体中侵入有较晚的石英闪长岩（赵海波等，2024）。本研究集中于炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩及其中的包体。
图3炮台黑云母花岗闪长岩（a、b）、峡口碱长花岗岩（c、d、e）及其长英质包体（e、f）样品照片及镜下特征
Bt—黑云母；Kfs—钾长石；Pl—斜长石；Qz—石英
炮台黑云母花岗闪长岩呈灰白色，具中细粒结构和块状构造。其主要矿物组成包括：斜长石 （50%~55%），部分斜长石遭受后期黏土化和褐铁矿化；石英（15%~20%），他形粒状，呈填隙状分布；碱性长石（10%~15%），部分蚀变为绿泥石等次生矿物；黑云母（5%~8%）（图3a、b）。副矿物主要包括锆石、磷灰石和磁铁矿。
峡口碱长花岗岩为肉红色，中粒花岗结构，块状构造（图3c）。主要矿物组成为碱性长石（40%~45%）、石英（30%~35%）、斜长石（15%~20%）和黑云母（3%~5%），碱性长石以钾长石为主，局部可见条纹长石；斜长石呈自形—半自形，聚片双晶明显，局部长石强烈绢云母化（图3d）。副矿物主要包括锆石、磷灰石和榍石。
长英质包体为似斑状碱长花岗岩（图3e），手标本上呈黑灰色，似斑状结构，块状构造，斑晶含量约 20%，主要由钾长石和石英组成，其中，石英的粒径约为 1.5 mm，呈他形，钾长石粒径在 2 mm 左右，呈半自形 — 他形，基质主要由石英（35%）、钾长石 （25%）、斜长石（15%）、黑云母（10%）构成，其中石英具波状消光，自形程度较差，多呈溶蚀的浑圆状，钾长石高岭土化，略显脏，斜长石呈半自形—他形，黑云母多呈他形（图3f）。
3 分析方法
3.1 锆石U-Pb定年
锆石的挑选在首钢地质勘察院完成，采用常规的粉碎、重液分离、浮选和电磁选方法筛选出锆石精样，并在双目镜下进行锆石颗粒的挑选；锆石的环氧树脂制靶以及反射光、透射光和阴极发光（CL） 分析在北京离子探针中心完成。炮台花岗闪长岩中的锆石呈自形、半透明、长柱状，长轴尺寸为 80~220 μm，短轴尺寸为50~110 μm，多数锆石发育良好的岩浆振荡环带（图4a）；峡口碱长花岗岩中的锆石同样呈自形、半透明、长柱状，长宽比为 1.2∶1~2∶1，普遍发育良好的岩浆振荡环带（图4b）。
图4炮台黑云母花岗闪长岩（a）和峡口碱长花岗岩（b）代表性锆石阴极发光图像
锆石的 U-Th-Pb 同位素分析在北京离子探针中心的 SHRIMP-II 质谱仪上进行。一次流 O-2 强度为 3~5 nA，束斑直径为 25~30 μm，样品点清洗时间为180 s。使用标准锆石TEM（年龄为417 Ma，Black et al.，2003）对锆石的U含量和年龄进行校正。每分析 3~4个未知样品后，插入一次标准锆石 TEM 的分析，以确保数据的准确性。数据处理采用 Isoplot 3.00程序（Ludwig，2003），通过实测的204Pb含量校正普通铅（Stacey and Kramers，1975），并以206Pb/238U 年龄作为锆石的最终年龄（单点年龄误差均为 1σ，加权平均年龄误差为 2σ，误差置信度为 95%）。详细的分析方法参考Williams（1997）。
3.2 地球化学分析
全岩主量和微量元素的测试分析工作由南京聚谱检测科技有限公司完成。首先，精确称取40 mg全岩粉末，置于聚四氟乙烯溶样杯中，随后加入0.5 mL 浓硝酸和 1.0 mL 浓氢氟酸。将溶样杯密封于钢套内，并放入195℃的烘箱中加热72 h，以确保样品彻底消解。将消解后的溶液转移至溶样弹中，在电热板上加热至湿盐状。随后加入1 mL内标溶液（Rh），并补充5 mL 15%硝酸，重新密封后置于195℃烘箱中过夜处理。然后，将约6 mL消解液转移至离心管中并精确称重。将溶液分为两部分：一部分适当稀释后，以溶液雾化形式送入Agilent 7700x ICP-MS用于微量元素的测定；另一部分稀释500倍（相对于固体重量），以溶液雾化形式送入 Agilent 5110 ICPOES用于除Si以外的主量元素（Na、Mg、Al、P、K、Ca、 Ti、Mn、Fe）的测定。最后，精确称取 30 mg 全岩粉末，置于银坩埚中，加入150 mg氢氧化钠粉末并混合均匀。在650℃的马弗炉中加热20 min，使样品完全熔融。将熔融物用盐酸中和后转移至离心管中并精确称重。取一部分溶液适当稀释后，以溶液雾化形式送入Agilent 5110 ICP-OES用于Si元素的测定。
为确保分析结果的准确性，采用美国地质调查局提供的地球化学参考材料玄武岩（BHVO-2）和安山岩（AVG-2）作为质量控制标准。这些参考材料的测量值与 GeoReM 数据库（Jochum and Nohl， 2008）中的推荐值进行了对比验证。结果显示，所有主量元素的测量偏差优于 2%，微量元素在 5× 10-6~50×10-6 范围内的偏差优于±10%，高于 50×10-6 的偏差优于±5%。
3.3 Sr-Nd同位素测试
Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析在中国科学技术大学完成。实验过程中，精确称取约100 mg的全岩粉末，置入 15 ml 的聚四氟乙烯容器中，并加入适量的87Rb-84Sr 混合稀释剂和149Sm-150Nd 混合稀释剂。同位素比值的测量在德国 Finnigan 公司生产的 MAT-262 热电离质谱仪上进行。测量结果通过86Sr/88Sr=0.1194 和146Nd/144Nd=0.7219 对质量分馏进行校正。样品的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值的测量精度优于 0.003%。Sr 和 Nd 的程序空白值均＜100 pg。详细的同位素分析程序见 Chen et al.（2000， 2002）。在数据收集过程中，通过重复测量 NBS987 和 JNDI 标准溶液，获得86Sr/88Sr 和143Nd/144Nd 的平均值分别为 0.710245±0.000012（2σ）和 0.512116± 0.000008（2σ）。标准物质 BCR-2（玄武岩）的 Sr 和 Nd 同位素分析结果分别为87Sr/86Sr = 0.705011±0.00 0009（2σ）和143Nd/144Nd = 0.512642±0.000009 （2σ）。标准材料 AGV-2（安山岩）的分析结果分别为平均87Sr/86Sr 比值为 0.703977±0.000010（2σ） 和143Nd/144Nd比值为0.512799±0.000013（2σ）。
4 测试结果
4.1 锆石U-Pb年代学
炮台黑云母花岗闪长岩 25 颗锆石测试结果列于表1，其中 12颗锆石（编号 1，3，4，5，6，7，8，9，10， 11，12，18）的206Pb/238U年龄范围较大（322~467 Ma），应属捕获锆石年龄。其余 13 颗锆石的206Pb/238U 年龄值相对集中于 275~297 Ma，加权平均年龄值为 （284.5±2.6） Ma（图5a），其 Th 和 U 含量分别为 35× 10-6~548×10-6 和88×10-6~569×10-6，且Th/U比值均大于0.1（0.23~1.29），代表了炮台黑云母花岗闪长岩的结晶年龄。
图5炮台黑云母花岗闪长岩（a）和峡口碱长花岗岩（b）锆石U-Pb年龄谐和图
峡口碱长花岗岩 17 颗锆石中，颗粒 6 年龄为 694 Ma，而颗粒 1 和 12 锆石数据显著离群，颗粒 3、 4、11、13、16、18 的实验误差过大，均未纳入统计。其余 8 颗206Pb/238U 年龄值集中在 295~281 Ma，加权平均年龄为（287.5±3.2） Ma（图5b），其 Th 和 U 含量分别为 218×10-6~605×10-6 和 353×10-6~903×10-6，且所有锆石Th/U比值均大于（0.59~0.72），代表了峡口碱长花岗岩的结晶年龄。
4.2 岩石地球化学
全岩地球化学分析结果及相关参数见表2。
炮台黑云母花岗闪长岩富 SiO2 （62.13%~66.94%），低 K2O（0.62%~2.51%）、Na2O（2.32%~3.11%）、CaO （2.09%~4.37%） 和 P2O5 （0.12%~0.18%），且相对富钠（K2O/Na2O=0.20~0.95），在 TAS 图（图6a）中，样品点投入在闪长岩-花岗闪长岩区域，在SiO2-K2O图（图6b）中，显示出低钾-钙碱性系列特征。该岩石相对富Fe2O3（T5.53%~7.82%）、MgO （2.51%~3.66%）和 Al2O3 （12.78%~13.82%），其铝饱和指数（A/CNK）为 0.96~1.27，表明其属于镁质、准铝质-过铝质系列（图6c）。稀土元素总量较高（∑ REE=158×10-6~193×10-6）。在稀土元素配分模式图 （图7a）中，总体表现较为一致，为轻稀土元素相对富集、重稀土元素亏损的右倾型式，轻、重稀土元素分馏明显，具有弱的负 Eu 异常（δEu = 0.60~0.93）。在微量元素蛛网图（图7b）中，所有样品表现出相似的特征，富大离子亲石元素（Rb、Th、U）和亏损（Ba、 Sr、P、Ti）。
表1炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩锆石SHRIMP U-Pb同位素分析结果
注：Pbc和Pb*分别表示普通和放射成因部分，带#数据不参与谐和年龄计算。
峡口碱长花岗岩具有较高的 SiO2 （75.37%~75.77%），富钾贫钠（K2O=4.52%~4.69%，Na2O= 3.36%~3.55%，K2O+Na2O=7.88%~8.23%）（图6a），在 SiO2-K2O 图解中，样品点落入高钾钙碱性区域（图6b）。该碱长花岗岩具有较低的 Al2O3 （12.10%~12.36%， CaO （0.67%~1.12%）、 Fe2O3 T （1.55%~2.07%）、MgO（0.19%~0.22%）和P2O5（<0.02%）含量，其铝饱和指数（A/CNK）为 0.97~1.02，表现出准铝质—弱过铝质的特征（图6c）。稀土元素总量较高 （∑REE=164×10-6~229×10-6），轻稀土元素相对富集，重稀土元素相对亏损，Eu 负异常显著（δEu= 0.25~0.31）。在微量元素蛛网图（图7d）中，碱长花岗岩表现出明显的 Ba、Nb、Ta、Sr、P、Ti 等元素的负异常。长英质包体具有与寄主岩石相类似的地球化学组成，整体上也显示出富铝、高钾钙碱性特征 （图6b、c）。
图6北山南部二叠纪岩浆岩（K2O+Na2O）-SiO2图解（a，底图据Middlemost，1994）；K2O-SiO2图解（b，底图据Peccerillo et al.， 1976）；A/NK-A/CNK图解（c，底图据Maniar and Piccoli，1989）；FeOT /MgO-（Zr+Nb+Ce+Y）图解（d，底图据Whalen et al.，1987）
本文地球化学数据见附表2，其他据许保良等，2001；叶书锋，2005；夏明哲，2006；张新虎等，2008；校培喜等，2010；张文等，2010，2011；Mao et al.，2012a；Zhang et al.，2011，2012，2015；陕亮等，2013；Li et al.，2013；Zheng et al.，2014，2018，2020，2021；张江江，2014；朱江等，2015；贺振宇等，2015；丁嘉鑫等，2015；Zhang et al.，2015；郑荣国等，2016；Ding et al.，2017；Wang et al.，2017；易鹏飞等，2017；安屹，2018；许伟等，2018， 2019；高峰等，2018；彭海练等，2018；Yuan et al.，2019；师震，2019；卜涛等，2019；彭仁等，2020；王二腾等，2020；赵宏刚等，2020；孙海瑞等， 2020；高文彬等，2020；靳拥护等，2020；Xu Gang et al.，2021；郭小刚等，2021；杨镇熙等，2021；雒晓强，2022；姜洪颖和贺振宇，2022；Yu et al.， 2022；俞胜等，2022；杨镇熙等，2022；Ma et al.，2022；马博骋等，2022；余吉远等，2023；王宇昊，2023；Li et al.，2023，2024；Wu et al.，2026
图7北山南部二叠纪岩浆岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（a）及微量元素蛛网图（b）（标准化数值据Sun and Mc‐ Donough，1989）
本文数据见表2，其他据许保良等，2001；校培喜等，2010；张文等，2010，2011；Zhang et al.，2012，2015；Li et al.，2013；Zheng et al.，2014，2020；朱江等，2015；丁嘉鑫等，2015；郑荣国等，2016；易鹏飞等，2017；安屹，2018；许伟等，2018；Yuan et al.，2019；卜涛等，2019；王二腾等，2020；赵宏刚等，2020；孙海瑞等，2020；靳拥护等，2020；杨镇熙等，2021；张竟嘉等，2021；雒晓强，2022；姜洪颖和贺振宇，2022；Yu et al.，2022；俞胜等， 2022；杨镇熙等，2022；Li et al.，2023，2024；Wu et al.，2026
表2炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩主量元素（%）和微量元素（10-6）分析结果
4.3 全岩Sr-Nd同位素
炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩全岩Sr-Nd同位素分析结果见表3。结果显示，炮台黑云母花岗闪长岩具有高 Sr 同位素初始值（ISr = 0.7099~0.7126）和低εNd（t）值（−6.85~−6.43），其Nd同位素两阶段模式（TDM2）年龄为1610~1576 Ma。峡口碱长花岗岩具有非常低 Sr 同位素初始值（ISr = 0.7042），其长英质包体 Sr 同位素的初始值（ISr = 0.7082）也较炮台黑云母花岗闪长岩略低，但无论是碱长花岗岩还是其中的长英包体，其 εNd（t）非常接近，虽然也为负值（−0.65~−0.82），但都明显高于炮台黑云母花岗岩长岩，其两阶段模式（TDM2）年龄也较年轻（1120~1107 Ma）。
表3炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩Sr-Nd同位素分析结果
注：计算参数为：（ 87Sr/86Sr）i =（ 87Sr/86Sr）-（ 87Rb/86Sr）×（eλt-1）；λ=1.42×10-11/y；t 为样品形成时间；εNd =[（143Nd/144Nd）S/（ 143Nd/144Nd） CHUR-1]×10000；（ 143Nd/144Nd） CHUR= 0.512638；（ 147Sm/144Nd） CHUR=0.1967。
5 讨论
5.1 青墩峡杂岩体形成时代
锆石 U-Pb 测年结果显示，北部的炮台黑云母花岗岩长岩和南部峡口碱长花岗岩分别形成于 （284.5±2.6）Ma 和（287.5±3.2） Ma（图5），与中部草湖钾长花岗岩（289~286 Ma，Wu et al.，2026）和正长花岗岩（（282.6±2.7） Ma，赵海波等，2024）的形成年龄在误差范围内一致，略早于草湖石英闪长岩的形成时代（（276.3±3.0） Ma，赵海波等，2024），这表明，青墩峡杂岩体三个岩性单元的侵位时代与柳园杂岩形成时间相近（290~282 Ma，Hong et al.，2023），均为早二叠世的产物（289~283 Ma），构成一套黑云母花岗闪长岩和碱长花岗岩的组合。
5.2 青墩峡杂岩体的成因
炮台黑云母花岗闪长岩出现云母和角闪石等暗色矿物，未出现典型的富铝矿物，具有低的钾、钠含量和低钾-钙碱性特征（图6b），以及较低的铝饱和指数（ACNK=0.96~1.11），表明其有别于 S 型花岗岩。同时，虽然部分样品 10 000×Ga/Al 值高于 A 型花岗岩的对应值（＞2.6，Whalen et al.，1987），但其低的 Zr、Nb、Ce 和 Y 含量（Zr+Nb+Ce+Y<350×10-6），与典型的 A 型花岗岩也有明显区别，表明炮台黑云母花岗闪长岩应属于 I型花岗岩，且其 FeOT /MgO 比值（1.83~2.06）较低，暗示其分异程度较低。Sr-Nd 同位素分析结果表明，炮台黑云母花岗闪长岩具有高的 Sr 同位素初始值（0.7099~0.7126）和低的 εNd（t）值（−6.85~−6.43），且其εNd（t）值低于区内其他所有二叠纪岩浆岩（图8），揭示其源区应为古老下地壳，受到幔源岩浆的底侵，发生重熔，其弱的 Eu 负异常和 Ba、Sr、P 和 Ti 的亏损，表明原始岩浆可能经历了一定程度结晶分异作用。
峡口碱长花岗岩主要矿物为碱性长石、石英和斜长石，只出现少量黑云母，同样未含有典型的富铝矿物，高钾（K2O=4.52%~4.69%）、富钠（Na2O= 3.36%~3.55%）、低铝、铁、镁、磷（Al2O3=12.10%~12.36%、CaO=0.67%~1.12%、Fe2O3 T =1.55%~2.07%、 MgO=0.19%~0.22%、P2O5<0.02%），其高钾钙碱性、准铝质—弱过铝质的特征（A/CNK=0.97~1.02）表明其不属于 S 型花岗岩。除个别样品外，峡口碱长花岗岩的 10000×Ga/Al 值均大于 2.6，显示出类似于 A 型花岗岩的特征，但其与炮台黑云母花岗闪长岩一样具有较低的 Zr、Nb、Ce 和 Y 含量（Zr+Nb+Ce+Y<350×10-6 ），与典型A型花岗岩有一定区别，归属I型花岗岩更为合适，但其较高的SiO2含量和FeOT /MgO 值（6.82~10.06），表明其母岩浆发生了一定程度的分异，属分异的 I 型花岗岩（图6d）。峡口碱长花岗岩和其中的长英质包体Sr同位素初始值ISr（0.7042~0.7082）低于炮台黑云母花岗闪长岩，但其 εNd（t）值 （−0.82~−0.65）却都明显高于炮台黑云母花岗闪长岩，且其εNd（t）值甚至高于区内部分二叠纪超镁质— 镁质岩浆岩（图8），Nd同位素两阶段模型年龄也非常年轻（1120~1107 Ma），表明峡口碱长花岗岩可能来源于地幔岩浆的上涌，导致新生地壳的部分熔融，并经历了一定程度的岩浆混合，其显著的 Eu 负异常（δEu = 0.25~0.31）和富集的 LREE 表明其岩浆源区可能经历了较强的分异作用。此外，其微量元素特征（如 Ba、Nb、Ta等元素的负异常）指示其源区应受到俯冲带流体的影响。
图8北山南部二叠纪岩浆岩εNd（t）-SiO2图解（a），εNd（t）-年龄图解（b）和εNd（t）-（87Sr/86Sr）i 图解（c）（底图据Zindler and Hart，1986）
本文Sr-Nd同位素数据见表3，其他据叶书锋，2005；夏明哲，2006；赵泽辉等，2007；Mao et al.，2012a；Zhang et al.，2011，2012，2015；Li et al.， 2013；Zheng et al.，2014，2020；张江江，2014；许伟等，2018，2019；彭仁等，2020；王二腾等，2020；高文彬等，2020；Xu Gang et al.，2021；郭小刚等，2021；Yu et al.，2022；Ma et al.，2022；Li et al.，2023，2024；Wu et al.，2026
如上所述，青墩峡杂岩体由形成时代一致 （289~283 Ma）的炮台黑云母花岗闪长岩、峡口碱长花岗岩和草湖 A 型花岗岩（Wu et al.，2026）组成一套 I-A 花岗岩组合，但不同类型的岩石 Sr-Nd 同位素组成有明显不同，炮台黑云母花岗闪长岩具有高 ISr值和最低的 εNd（t）值，而草湖钾长花岗岩和峡口碱长花岗岩具有低 ISr值和高的 εNd（t）值，表明其成因存在显著差异。炮台黑云母花岗闪长岩为古老下地壳重熔的产物，岩浆分异不明显，而峡口碱长花岗岩和草湖A型花岗岩则更倾向于年轻下地壳的部分熔融产物，原始岩浆经历了岩浆混合和明显的结晶分异，因混合比例和结晶分异程度的不同分别形成了峡口碱长花岗岩和草湖A型花岗岩。
5.3 构造意义
北山造山带南部在二叠纪发育丰富的岩浆岩，但对于它们形成于何种构造背景却争论较大，至少有后碰撞伸展（张文等，2010，2011；Zhang et al.， 2012，2015；安屹，2018；许伟等，2018；雒晓强， 2022）、陆内伸展-大陆裂谷（郑荣国等，2016；王二腾等，2022）和俯冲（Xiao et al.，2010；Mao et al.， 2012a，2012b，2023；赵宏刚等，2020；Zheng et al.， 2020；Hong et al.，2023；Peng et al.，2024）以及岩石圈拆沉作用（许伟等，2019）和板片断离（Zhang et al.， 2015）等的认识。
成因研究表明，青墩峡杂岩体是由地幔岩浆上涌导致新生下地壳部分熔融和古老地壳的重熔，并发生壳幔岩浆混合的产物。后碰撞伸展虽然能解释这套 I-A 花岗岩组合的形成，在构造环境判别图解中，所有样品点均落在后碰撞区，这与前人根据区内大量A型花岗岩的研究所得出的后碰撞环境结论相一致（Zhang et al.，2012），实际上区内绝大多数二叠纪花岗岩在该图解中也都落在后碰撞区（图9）。只是，这种后碰撞环境表明区内应已无洋盆地存在，却很难解释区内发育以早二叠世辉长岩、枕状玄武岩和硅质岩为代表的柳园蛇绿岩和相应的沉积记录（Hong et al.，2023）以及该蛇绿岩南北两侧早二叠世—中二叠世沉积物源体系的不同（Cleven et al.，2018；Guo et al.，2022；牛亚卓等，2024），表明至少在早二叠世仍然存在着大洋（Xiao et al.， 2010）。同时也应看到，北山造山带南部的二叠纪花岗岩类，很多显示出大陆弧花岗岩特征（图10），一些辉绿岩、高镁闪长岩和埃达克质花岗岩也具有弧特征，也暗示了伴随着洋盆的扩展，也存在着大洋板片的俯冲作用，且持续到中二叠世（Zheng et al.，2020）。
图9北山南部二叠纪岩浆岩Nb-Y图解（a）和Rb-（Y+Nb）图解（b）（据Pearce et al.，1984）
（地球化学数据来源同图7）
图10北山南部二叠纪中酸性岩浆岩Th/Yb-Nb/Yb图解（a，底图据Pearce，1982），Nb/Th-Nb图解（b）和Rb/Y-Nb/Y图解（c）（底图据Boztuğ et al.，2007）
（地球化学数据来源同图7）
然而，同样的问题，如果以柳园蛇绿岩为代表的大洋是古亚洲洋俯冲的延续而形成的弧后（Hong et al.，2023；Santos et al.，2023a，2023b；Peng et al.， 2024；查显峰等，2024），显然无法解释在北部的花牛山单元和南部的石板山单元都发育早二叠世早期和晚二叠世的两个不整合面（图11，Li et al.， 2022）。更为重要的是，北山南部从早古生代到早中生代发育了大量的岩浆岩（Li et al.，2023b，2024），但石炭纪却是一个相对的岩浆宁静期，反而在二叠纪迎来岩浆作用的大爆发（Li et al.，2022；Li et al.，2024），且如此集中于早—中二叠世，南北两侧接近同步（290~260 Ma，图1c、d），未显示出明显的时空迁移规律，岩石组合也类似，不仅发育双峰式火山岩（玄武岩、安山岩和流纹岩）（图6a）（张文等， 2010；Zhang et al.，2012；姜洪颖等，2013，2022；安屹，2018；许伟等，2018，2019；彭仁等，2020；赵宏刚等，2020；雒晓强等，2022；Yu et al.，2022；余吉远等， 2023；Li et al.，2024），更发育大规模岩（脉）墙 （Zhang et al.，2015；彭仁等，2019；孙海瑞等，2020） 和 A 型流纹岩（许伟等，2018）以及 A 型花岗岩 （Zhang et al.，2015a；安屹，2018；赵宏刚等，2020；雒晓强，2022；Wu et al.，2026），即使是一个很小的区域也是如此，如本文的青墩峡 I-A 型杂岩和覆盖其上的同期流纹岩（杨启鹏等，2019），以及偏西的启鑫超基性岩（薛胜超等，2022），且这些复杂的岩石组合主要发育在第一期沉积间断期（图11），很难用大洋板片回撤（Li et al.，2022）或弧后弧（Hong et al.， 2023）导致伸展性的岩浆作用来解释。
重要的是，这些二叠纪 A型花岗岩 Sr同位素初始值变化较大，具有负的εNd（t）值（图8），不同于中亚造山带大量的晚石炭世—二叠纪花岗岩的正 εNd（t）值（Wang et al.，2023）。且同期的（超）镁铁质岩浆岩的 εNd（t）值虽多为高正值（图8），但变化较大 （−4.2~+11.2），甚至一部分玄武岩和（超）镁铁质侵入岩 εNd（t）值却小于 0，与该时期的花岗岩类似（图8），揭示了一个复杂的地幔源区和构造-岩浆过程。既有地幔物质的上涌，又有地壳物质熔融，形成大规模岩浆岩；既需要一个在早二叠世存在的大洋，又存在一个强烈伸展的地壳。这可能表明北山南部存在两个洋盆的演化阶段（左国朝等，1990；徐学义等，2014），即柳园洋代表的是早—中二叠世存在的洋盆。而详细的沉积学研究也展示了北山南部在二叠纪存在两期明显的沉积间断，在早二叠世中期第一次沉积间断后北山南部地区进入海陆交互相沉积环境，在中二叠世晚期第二次沉积间断后北山南部彻底进入陆相沉积环境（图11），因此在二叠纪之前北山南部柳园地区的古亚洲洋或其分支洋盆应已闭合，在二叠纪期间幔源岩浆的上涌，地壳经历了再次的伸展，引发了新的洋盆开启（左国朝等，1990；Niu et al.，2021；牛亚卓等，2024），正是在这一背景下形成了包括青墩峡杂岩在内的巨量二叠纪岩浆岩。这些二叠纪中酸性岩浆岩具有明显的高Rb/Y比值和低Nb/Y比值（图10c），显示出携带有明显的俯冲带信号，而部分低εNd（t）值玄武岩的存在，可能与俯冲板片的断离作用相关（Zhang et al.， 2015），当然目前信息尚不足以排除岩石圈拆沉的可能性（许伟等，2019），仍需进一步论证。
图11北山南部二叠纪构造-岩浆事件及沉积建造（据牛亚卓，2019；许伟，2019等修改）
6 结论
（1）北山西南部的炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩 SHRIMP 锆石 U-Pb 测年结果分别为 （284.5±2.6） Ma和（287.5±3.2） Ma，为早二叠世早期岩浆活动的产物，与同期侵入的草湖 A 型花岗岩一起构成青墩峡杂岩。
（2）地球化学和同位素特征表明，炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩与幔源岩浆上涌，导致古老地壳的重熔和新生下地壳发生部分熔融，壳、幔岩浆发生不同比例混合，并在进一步演化中经历了不同程度的结晶分异而形成一套I-A组合型花岗岩。
（3）青墩峡杂岩体是柳园地区的古亚洲洋或其分支洋关闭后再次打开的一个新洋盆，幔源岩浆上涌造成下地壳发生熔融的产物。
致谢 两位匿名审稿专家对论文提出了非常宝贵的修改意见；游国庆、张晓伟参加了野外工作； 区域数据来源于 OnePetrology 数据库，在此一并表示诚挚的感谢！
图1中亚造山带地质简图（a，据Jahn et al.，2000修改）、北山造山带及其邻区简化构造图（b，据Xiao et al.，2010修改）、北山造山带岩浆岩图（c，据Wu et al.，2026修改）及二叠纪岩浆岩锆石U-Pb年龄直方图（d）
图2北山南部青墩峡地区地质图（据Wu et al.，2026修改）
图3炮台黑云母花岗闪长岩（a、b）、峡口碱长花岗岩（c、d、e）及其长英质包体（e、f）样品照片及镜下特征
图4炮台黑云母花岗闪长岩（a）和峡口碱长花岗岩（b）代表性锆石阴极发光图像
图5炮台黑云母花岗闪长岩（a）和峡口碱长花岗岩（b）锆石U-Pb年龄谐和图
图6北山南部二叠纪岩浆岩（K2O+Na2O）-SiO2图解（a，底图据Middlemost，1994）；K2O-SiO2图解（b，底图据Peccerillo et al.， 1976）；A/NK-A/CNK图解（c，底图据Maniar and Piccoli，1989）；FeOT /MgO-（Zr+Nb+Ce+Y）图解（d，底图据Whalen et al.，1987）
图7北山南部二叠纪岩浆岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（a）及微量元素蛛网图（b）（标准化数值据Sun and Mc‐ Donough，1989）
图8北山南部二叠纪岩浆岩εNd（t）-SiO2图解（a），εNd（t）-年龄图解（b）和εNd（t）-（87Sr/86Sr）i 图解（c）（底图据Zindler and Hart，1986）
图9北山南部二叠纪岩浆岩Nb-Y图解（a）和Rb-（Y+Nb）图解（b）（据Pearce et al.，1984）
图10北山南部二叠纪中酸性岩浆岩Th/Yb-Nb/Yb图解（a，底图据Pearce，1982），Nb/Th-Nb图解（b）和Rb/Y-Nb/Y图解（c）（底图据Boztuğ et al.，2007）
图11北山南部二叠纪构造-岩浆事件及沉积建造（据牛亚卓，2019；许伟，2019等修改）
表1炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩锆石SHRIMP U-Pb同位素分析结果
表2炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩主量元素（%）和微量元素（10-6）分析结果
表3炮台黑云母花岗闪长岩和峡口碱长花岗岩Sr-Nd同位素分析结果
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