阿拉善乌登汗地区中二叠世双峰式火山岩地球化学特征及构造意义
doi: 10.20008/j.kckc.202606002
谢荣1 ， 武磊1,2 ， 翟新伟2 ， 李霞1 ， 卡毛措1 ， 王二腾2 ， 张满银1 ， 刘兴荣1 ， 李玉琼2 ， 王金荣2
1. 甘肃省科学院地质自然灾害防治研究所，甘肃 兰州 730000
2. 兰州大学地质科学与矿产资源学院，甘肃省西部矿产资源重点实验室，甘肃 兰州 730000
基金项目: 本文受甘肃省科学院重大专项项目（2024ZDZX-02）、科技部核设施退役治理专项资助科研项目《北山地下实验室场址深部地质构造特征及成因机理研究（第一阶段）》（科工二司【2020】194号）、甘肃省科学院重点研发项目（2024ZDYF-08）和甘肃省科学院优秀青年基金项目（2024YQ-05）联合资助
Middle Permian bimodal volcanic rocks in Wudenghan area, Alxa: Petrogenesis and tectonic implications
XIE Rong1 ， WU Lei1,2 ， ZHAI Xinwei2 ， LI Xia1 ， KA Maocuo1 ， WANG Erteng2 ， ZHANG Manyin1 ， LIU Xinrong1 ， LI Yuqiong2 ， WANG Jinrong2
1. Institute of Geological Natural Disaster Prevention and Control, Gansu Academy of Sciences, Lanzhou 730000 , Gansu, China
2. School of Earth Sciences, Lanzhou University, Key Laboratory of Mineral Resources in Western China, Lanzhou 730000 , Gansu, China
摘要
为厘定阿拉善北部洋陆转化完成时限和晚古生代构造格局，本文对阿拉善北部乌登汗地区金塔组双峰式火山岩开展了详细的岩石学、年代学和全岩地球化学研究。结果表明，基性端元玄武岩-玄武安山岩属于拉斑-钙碱性，具有高Al2O3、MgO和TiO2，相对富钠贫钾特征，富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素（如 Nb、Ta）和重稀土元素，弱富集 Zr、Hf、Ti，具 Eu弱正异常；流纹岩具高镁流纹质岩石特点，属过铝质钙碱性 A2型流纹岩，富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损重稀土元素和高场强元素，具中等 Eu负异常。流纹岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为（265.4±1.3） Ma，表明该双峰式火山岩形成于中二叠世。玄武岩-玄武安山岩来源于受俯冲流体交代的亏损地幔部分熔融，并在岩浆上升过程中受到地壳混染影响，流纹岩来源于残留麻粒岩相下地壳发生部分熔融，并受到较高程度地幔物质影响。结合区域地质背景，乌登汗地区双峰式火山岩形成于后碰撞伸展环境，指示阿拉善北部在中二叠世已完成洋陆构造转化。
Abstract
To reveal the Late Paleozoic tectonic framework and the time for the completion of the ocean-continent transform in the northern Alxa, the petrology, geochronology, and whole-rock geochemistry of the bimodal volcanic rocks of the Jinta Formation in the Wudenghan area, northern Alxa. The basic end-member basalt-basaltic andesite samples are regarded as the tholeiitic-calc-alkaline series, with high Al2O3, MgO, and TiO2 contents, relatively rich in Na (Na2O/K2O=3.15-8.71). Samples are enriched in large ion lithophile elements and light rare earth elements, and depleted in high field strength elements (e.g. Nb, Ta) and heavy rare earth elements, weakly enriched in Zr, Hf, Ti, and weakly positive Eu anomalies (δEu=1.05-1.20). The acidic end-member rhyolite samples belong to peraluminous calc-alkaline A2-type felsic rocks, have the characteristics of high-Mg rhyolitic rocks. Rhyolites are enriched in Rb, Ba, Th, U, and light rare earth elements, depleted in Nb, Ta, Ti, Sr, and heavy rare earth elements, with negative Eu anomalies (δEu=0.61-0.79). The rhyolites yielded a magmatic crystallization of (265.4±1.3) Ma (LA-ICP-MS zircon U-Pb dating), indicating these bimodal volcanic rocks formed in the Middle Permian. Basalt-basaltic andesites were sourced from depleted mantle that was metasomatized by subducted fluid and contaminated by crustal material. Rhyolites may be derived from partial melting of residual granulite facies lower crust with mantle-derived magma. Combined with the regional geological background, the bimodal volcanic rocks in the Wudenghan area formed in the post-collisional extensional environment, and the northern Alxa has completed the ocean-continent tectonic transform during the Middle Permian.
0 引言
位于华北—塔里木克拉通、西伯利亚克拉通、东欧克拉通之间的中亚造山带（图1a），是世界上最大的显生宙增生型造山带，由众多小的构造单元 （岛弧、增生杂岩体、微陆块、蛇绿混杂岩等）经复杂且漫长的地质作用拼贴而成，是古亚洲洋俯冲闭合增生形成的产物（Şengör et al.，1993；Windley et al.， 2007；Xiao et al.，2015，2017，2020；Wan et al.，2018； 张进等，2023）。阿拉善地区位于中亚造山带中段南缘，西接北山造山带，东连内蒙古中部地区（阴山造山带）（郑荣国等，2013；赵海波等，2024），是研究古亚洲洋中段南缘最终闭合时限和过程的关键位置，受到国内外众多学者的关注（Liu et al.，2017； Song et al.，2018；李润武等，2020；牛鹏飞等，2022）。该地区被雅干断裂带、恩格尔乌苏断裂带、查干楚鲁—霍尔森断裂带从北向南依次划分为雅干构造带、珠斯楞—杭乌拉构造带、宗乃山—沙拉扎山构造带和诺尔公—红古尔玉林构造带（图1b），其中，恩格尔乌苏断裂带和查干楚鲁—霍尔森断裂带由于蛇绿混杂岩的分布，也被称为蛇绿岩带（王廷印等，1992；吴泰然和何国琦，1992；Wang et al.，1994； 王金荣等，1995；Zheng et al.，2014；杨轩等，2019；张进等，2023；邱瑞照等，2024）。以恩格尔乌苏断裂带为界，阿拉善地区被划分为阿拉善北部和阿拉善南部。其中，阿拉善北部由于地理位置恶劣、风化作用强烈等原因，关于该地区究竟是在晚石炭世之前、晚石炭世—早二叠世抑或是中二叠世—早三叠世完成洋陆转化存在较大争议（Feng et al.，2013； Dan et al.，2014，2015；Zheng et al.，2014；刘治博和张维杰，2014；Yin et al.，2016；王文宝等，2024；雷聪聪等，2024，2025；邱瑞照等，2024），而这些争议制约着对古亚洲洋在该位置最终闭合时限的约束。
乌登汗地区地处阿拉善北部雅干断裂带和恩格尔乌苏断裂带之间的珠斯楞—杭乌拉构造带上，广泛分布的晚古生代地层-岩浆岩为解决上述争议提供了帮助（图1b）。同时，双峰式火山岩作为一类由镁铁质端元和长英质端元互层组成的特殊岩石组合，形成于伸展拉张环境下，研究其岩石组成、成因及形成环境对理解相关地区地质演化具有重要意义（Brophy，1991；王焰和钱青，2000）。因此，本文以乌登汗地区金塔组内新发现的一套由玄武岩-玄武安山岩和流纹岩构成的双峰式火山岩为研究对象，通过系统的岩石学、年代学及全岩地球化学分析，对该双峰式火山岩形成机制及构造意义进行探讨，以期为约束古亚洲洋在该位置最终闭合时限和解译该地区晚古生代构造演化提供新的证据。
图1阿拉善地区构造略图（据史兴俊等，2020）
1 区域地质背景及岩石学特征
研究区位于阿拉善北部，珠斯楞—杭乌拉构造带乌登汗地区西南（图1b），区内分布地层有泥盆系伊克乌苏组、卧驼山组、西屏山组，石炭系绿条山组、白山组，二叠系双堡塘组、金塔组、方山口组以及中生界—新生界地层，其中以金塔组为主体，研究区南侧少量分布长城系古硐井群及蓟县系—青白口系圆藻山群（图2）。石炭系绿条山组以碎屑岩为主，含少量中酸性火山岩；白山组是一套以火山岩相为主，夹正常浅海相碎屑岩的混合沉积建造，绿条山组和白山组呈平行不整合接触。石炭系和二叠系不整合接触，二叠系金塔组与双堡塘组和方山口组分别呈整合接触和角度不整合接触，双堡塘组为浅海-滨海相沉积建造，夹海百合茎、腕足类及珊瑚等化石； 金塔组为海相火山-沉积建造，主要由灰色、灰绿色玄武岩-玄武安山岩和紫红色流纹岩组成，两者野外互层产出，流纹岩出露范围大于玄武岩-玄武安山岩，缺失典型中性岩，构成一套双峰式火山岩组合，受风化作用影响，岩石破碎十分严重，碎石堆积，仅局部可见较为良好的露头（图3），部分层位含火山角砾岩及少量凝灰岩、（粉）砂岩（图3a），产菊石、腕足类化石。此外，研究区还出露大量的二叠纪、侏罗纪中酸性侵入岩和辉长岩、辉绿岩脉。
对金塔组玄武岩-玄武安山岩及流纹岩进行岩石学及全岩地球化学分析。玄武岩-玄武安山岩发育斑状结构，主要由辉石、斜长石组成，斑晶含量约45%。其中，斜长石呈半自形板状，粒径约80~100 μm；辉石呈半自形板柱状—他形粒状，粒径约100~150 μm，并可见发生一定程度绿泥石化蚀变。基质具间粒结构，多为斜长石，含量约55%，粒径<100 μm（图4a、b）。流纹岩镜下呈斑状结构，斑晶主要为斜长石和石英，含量约20%，斜长石呈半自形—自形板状，粒径最大为 1.6 mm，矿物半定向排列，并伴随轻微的高岭土化、绿泥石化蚀变，石英呈细脉状产出，基质含量约80%，主要由微晶石英、长石、角闪石等组成（图4c、d）。
图2研究区地质简图及剖面位置（据甘肃省地质局地质力学区测队，1981①）
1—中生界—新生界；2—中—下二叠统双堡塘组；3—中二叠统金塔组；4—中—下石炭统白山组；5—中—下石炭统绿条山组；6—上泥盆统西屏山组；7—中泥盆统卧驼山组；8—中—下泥盆统伊克乌苏组；9—下志留统圆包山组；10—蓟县—青白口系圆藻山群；11—长城系古硐井群； 12—侏罗纪花岗岩；13—断层；14—剖面位置及编号
2 分析方法
本研究的流纹岩、玄武岩-玄武安山岩采自乌登汗地区金塔组出露区，采样位置为 41°43'09.0″N， 102°48'25.1″E，对金塔组流纹岩样品进行 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年，6 件玄武岩-玄武安山岩和 5 件流纹岩的新鲜样品用于全岩主、微量元素分析。
2.1 LA-ICP-MS U-Pb定年
流纹岩锆石单矿物分选、制靶在河北省廊坊市诚信地质服务公司完成。首先将所采集的 10 kg新鲜的流纹岩粉碎至 100 目，其次利用电磁法和重液法分选出锆石单矿物，最后在双目镜下挑选出无裂隙、无包裹体且晶型较好的锆石置于环氧树脂进行制靶。阴极发光（CL）拍照和U-Pb同位素年代学测试于甘肃省西部矿产资源重点实验室进行，实验仪器为 Agilent 7500 a电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS），实验过程中使用He为载气，91500、NIST610以及29Si作为年龄和元素含量标样（Pearce et al.，1997； Yuan et al.，2008；Wiedenbeck et al.，2010）。使用 Glitter（ver 4.0）软件和 Isoplot R 程序进行测试数据处理及作图（Vermeesch，2018）。
图3金塔组双峰式火山岩信手剖面图（a）、野外露头照片（b~c）、玄武岩-玄武安山岩近景照片（d）、流纹岩近景照片（e）
图4金塔组双峰式火山岩玄武岩-玄武安山岩与流纹岩镜下照片
a—玄武岩-玄武安山岩单偏光镜下照片；b—玄武岩-玄武安山岩正交镜下照片；c—流纹岩单偏光镜下照片；d—流纹岩正交镜下照片；Px—普通辉石；Pl—斜长石；Qtz—石英；Am—角闪石；Chl—绿泥石
2.2 全岩主、微量元素分析
岩石全岩主量、微量元素测试工作在天津上诺勘察技术服务有限公司完成。主量元素分析采用熔融玻璃片法，使用 X 射线荧光光谱分析（XRF）仪器进行，所用仪器型号为RigakuRIX 2100，分析精度达 1%；微量元素分析采用 ICP-MS 法，使用仪器型号为 Agilent 7500a，分析精度达 10%，实验过程中使用标准样品 AGV-2、AGV-3、BHVO-2、GSR-1 和 GSR-3 进行监测，具体样品处理流程见 Govindaraju （1994）和Li（1997）。
3 分析结果
3.1 锆石U-Pb定年
金塔组流纹岩锆石 U-Pb同位素分析结果见表1。锆石自形程度较好，呈短柱状—长柱状，长宽比 2∶1~3∶1，CL图可见明显岩浆震荡环带（图5a），所有锆石 Th/U 值均大于 0.1（0.37~1.14），符合典型岩浆成因锆石特征。选取 U-Pb 同位素分析点共 25 个，剔除其中 6个谐和度较低的点，剩余 19个点具有较为一致的206Pb/238U 年龄（270~264 Ma），在谐和年龄图上均落于谐和线附近（图5a），指示无放射性Pb同位素的富集或丢失，计算其加权平均年龄为（265.4± 1.3） Ma（MSWD=0.15，n=19）（图5b）。
3.2 全岩主量元素
由于玄武岩及流纹岩具有较高的烧失量（玄武岩 LOI 为 9.03%~10.14%；流纹岩 LOI 为 2.80%~3.15%），因此对数据进行除去烧失量并重新百分化，具体分析结果见表2。
玄武岩-玄武安山岩SiO2含量为50.08%~54.22%，具有较高的 TFe2O3（9.65%~10.83%）、Al2O3（15.98%~16.79%）、MgO（5.59%~6.33%）和 TiO2（1.57%~1.90%） 含量，相对富钠贫钾（Na2O/K2O 为 3.15~8.71），全碱 （Na2O+K2O）含量为2.56%~3.73%。其Mg# 值为52.27~55.17，里特曼指数（σ）为0.93~1.29。样品在TAS图解 （图6a）中落于玄武岩-玄武安山岩区域内，在 K2O-SiO2图解（图6b）中落于拉斑-钙碱性范围中。
流纹岩具有较高的 SiO2 （69.31%~70.45%）、 TFe2O3（4.04%~4.69%）、MgO（3.01%~3.45%）和全碱 （Na2O+K2O=6.66%~6.83%）含量，中等的 Al2O3含量 （14.10%~14.56%），低的 TiO2 （0.64%~0.68%）含量，相对富钠贫钾（Na2O/K2O=2.39~3.82），Mg# 值为 57.57~61.89，里特曼指数（σ）为1.63~1.77，A/CNK值为 1.27~1.32。样品在 TAS 图解（图6a）中落于流纹岩-英安岩过渡范围中，并集中于流纹岩区域内，在 K2O-SiO2图解（图6b）中落于钙碱性范围中，在 A/ NK-A/CNK图解中落于过铝质区域内（图6c）。
3.3 微量及稀土元素
玄武岩-玄武安山岩、流纹岩微量及稀土元素分析结果详见表2。
玄武岩-玄武安山岩稀土元素总量（ΣREE）为 52.37×10-6~59.23×10-6，轻稀土元素（LREE）略高于重稀土元素（HREE）（LREE/HREE=2.32~2.59），表现出轻微右倾的稀土元素配分曲线（（La/Yb）N= 1.49~1.84），Eu具有轻微正异常（δEu=1.05~1.20）（图7a）。样品富集 Ba、Rb、U 等大离子亲石元素 （LILE），亏损Nb、Ta等高场强元素（HFSE），Zr、Hf及 Ti呈弱正异常（图7b）。
图5金塔组流纹岩代表性锆石阴极发光（CL）图像及锆石U-Pb年龄谐和图（a）、加权平均年龄图（b）
流纹岩稀土元素总量（ΣREE）为 98.06×10-6~144.41×10-6，LREE 含量高于 HREE（LREE/HREE= 5.46~7.15），表现出右倾型稀土元素配分曲线（（La/ Yb）N=4.57~6.68），Eu呈明显负异常（δEu=0.61~0.79） （图7a）。流纹岩样品微量元素富集 Rb、Ba、Th 等 LILE，亏损 Nb、Ta、Ti 等 HFSE，Sr 呈明显负异常（图7b）。
图6金塔组双峰式火山岩地球化学图解
a—双峰式火山岩TAS图解（底图据Le Bas et al.，1986）；b—K2O-SiO2图解（底图据Peccerillo and Taylor，1976）；c—A/NK-A/CNK图解 （底图据Maniar et al.，1989）
4 讨论
4.1 形成时代
本文所研究的流纹岩和玄武岩-玄武安山岩于金塔组内获得，两者野外互层产出，未见明显的侵入接触证据，流纹岩与玄武岩-玄武安山岩 SiO2具有明显的 Daly 间断，指示金塔组流纹岩和玄武岩-玄武安山岩构成一套双峰式火山岩组合。流纹岩锆石明显的岩浆震荡环带以及大于0.1的Th/U值指示其属于岩浆成因锆石，所获得年龄可代表岩石结晶年龄，指示该双峰式火山岩形成于中二叠世，同样暗示金塔组中二叠世的形成时代。这一形成时代与前人研究结果相一致，李文国（1996）、牛亚卓等（2018）、许伟等（2019）对北山金塔组所含生物化石及安山岩进行年代学研究，认为该地层形成于 267~265 Ma 的中二叠世沃德期。同时研究区金塔组与下伏双堡塘组呈整合接触，双堡塘组内所含腕足类、牙形石、菊石、珊瑚等生物化石以及最年轻 （277±5） Ma的碎屑锆石，限定双堡塘组沉积时代不晚于早二叠世（杨立业，2014；范模春，2015；尹海权，2016；高磊，2017），这一时代同样也指示金塔组形成不早于早二叠世。综上，金塔组双峰式火山岩形成于（265.4±1.3） Ma，表明金塔组形成于中二叠世。
4.2 岩石成因及源区分析
金塔组玄武岩-玄武安山岩具有相对富钠贫钾 （Na2O/K2O=3.15~8.71）和高 MgO 含量（5.59%~6.33%）的地球化学特征，Nd/Th 值与幔源岩浆比值 （Nd/Th>15） 相近 （15.09~18.28）（Sun and McDonough，1989），指示其具有地幔物质亲缘性；但样品 Ce/Pb（6.23~12.29）及 Lu/Yb（0.14~0.16）则与壳源岩浆元素比值相近（Ce/Pb<15；Lu/Yb=0.16~0.18） （Rudnick and Gao，2003），暗示存在地壳物质的影响。地壳中 Nb、Ta含量相对较低，受地壳物质混染的幔源岩浆通常具有较低的 Nb/Ta 值（8.33~13.33） 和正相关的 La/Yb 与 Nb/Ta 值（Rudnick and Gao， 2003；李润武等，2020）。样品 Nb/Ta 值为 4.12~13.30，Nb/Ta-La/Yb 图解（图8a）中样品呈现较为明显的正异常，并且Zr-Hf呈现微弱正异常，指示成岩过程中存在一定程度的地壳混染作用。受地壳物质混染的幔源玄武质岩浆通常具有较高的La/Sm（>4.5）、（Th/Yb）PM（>4.6）值（Qi and Zhou，2008），但对于玄武岩-玄武安山岩而言，其较低的 La/Sm（1.50~1.80）和（Th/Yb）PM（1.39~1.83）值，以及Pb无明显正异常，指示地壳混染程度不高。
金塔组玄武岩-玄武安山岩 Mg# 值以及 SI 固结指数分别为 52.27~55.17 和 28.79~32.18，相较于原生玄武质岩浆 Mg# 值（68~75）和 SI 值（40）略低（Sun and McDonough，1989；Wilson，1989；廖圣兵等， 2019），指示岩浆经历了一定程度分离结晶作用。 Eu和Sr未显示出负异常，指示无斜长石分离结晶作用发生，Cr（126×10-6~143×10-6）、Ni（27.4×10-6~39.8× 10-6）含量低于原生玄武质岩浆元素含量（Cr>400× 10-6；Ni>300×10-6；Sun and McDonough，1989），表明橄榄石、辉石等矿物发生了分离结晶作用。
亏损地幔部分熔融形成的熔体具有大于 18 的 Zr/Nb 值和负的 δNb 值（Leroxe et al.，1983；Sun and McDonough，1989）。样品 Zr/Nb 介于 50.14~53.21， δNb值为-0.62~-0.54，在 Zr-Nb图解（图8b）中落于亏损地幔端元附近，指示玄武岩-玄武安山岩来源于亏损地幔的部分熔融（Fitton et al.，1997）。但样品同样具有略富集 LREE 和 LILE、亏损 HREE 和 Nb、Ta 等 HFSE 的 IAB 特征（图7），指示岩浆源区受到俯冲物质交代影响。俯冲物质可分为俯冲熔体和俯冲流体两类，受俯冲流体交代的地幔源区产生的熔体具有高 Ba/Th 和小于 0.2 的 Th/La 值（Pearce et al.，2005；Jeremy et al.，2007）。玄武岩-玄武安山岩 Ba/Th 和 Th/La 值分别为 189.00~440.13 和 0.12~0.14，在 Th/Yb-Ba/La 图解（图8c）中，样品 Ba/La 变化幅度大于 Th/Yb，指示岩浆源区受俯冲流体交代影响。玄武岩-玄武安山岩 Dy/Yb 为 1.74~2.00，介于尖晶石二辉橄榄岩地幔（<1.5）和石榴石相二辉橄榄岩地幔（>2.5）之间（图8d），其母岩浆可能源于两者的部分熔融（张国震等，2022）。尖晶石和石榴子石转化深度约 70~80 km（McKenzie and O'Nions， 1991），推测金塔组玄武-玄武安山岩母岩浆形成深度约70~80 km。
表1乌登汗地区金塔组双峰式火山岩流纹岩锆石U-Pb同位素分析结果
表2乌登汗地区金塔组双峰式火山岩主量（%）微量稀土（10-6）元素分析结果
注：TFeO=0.8998*TFe2O3；Mg# =100*（MgO/40.3044）/（MgO/40.3044+TFeO/71.844）。
图7金塔组双峰式火山岩稀土元素配分图（a）和微量元素蛛网图（b）（稀土元素、微量元素标准化数值及OIB、IAB、N-MORB 数值据Sun and McDonough，1989）
OIB—洋岛玄武岩；IAB—岛弧玄武岩；N-MORB—正常洋中脊玄武岩
图8金塔组玄武-玄武安山岩地球化学图解
a—Nb/Ta-La/Yb图解；b—Nb-Zr图解（底图据Woodhead et al.，2001）；c—Th/Yb-Ba/La图解（底图据Le Roex et al.，1983）；d—Dy/Yb-La/Yb图解 （底图据Deniel，1998）
流纹岩作为酸性长英质岩石，根据其地球化学及矿物学特征可分为 I、S、A 及 M 型（Whalen，1985； Eby，1990；Chappell and White，1992）。金塔组流纹岩具有高 K2O 含量（1.40%~2.02%），不同于 M 型花岗岩类低 K2O 特点（<1%）；岩石矿物组成中未见石榴子石等富铝矿物，指示其非S型流纹岩，流纹岩具有高硅、碱含量，贫钙和中等铝含量，富集 LREE 和 Rb、Th、U、Ba等元素，亏损 HREE 和 Sr、Nb、Ta、Ti与 P，表现出 A型花岗岩类地球化学特征，但样品偏低的 10000*Ga/Al 值（2.21~2.27）、Zr（133×10-6~138× 10-6）和 Zr+Nb+Ce+Y（208.5×10-6~235.8×10-6）含量，不同于 A 型花岗岩类特点（10000*Ga/Al>2.6；Zr>250×10-6；Zr+Nb+Ce+Y>350×10-6；Whalen et al.， 1987），在（K2O+Na2O）/CaO-（Zr+Nb+Ce+Y）图解（图9a）中样品均落于高分异花岗岩区域内，指示金塔组流纹岩属于高分异 I 型或 A 型花岗岩类。高分异 I型花岗岩类通常具有高 Rb（>270×10-6）、低 TFeO（<1%）含量和SI固结指数，但对于该流纹岩而言，其低 Rb（34.6×10-6~49.2×10-6）、高 TFeO（3.64%~4.22%） 含量和 SI 固结指数（21.49~23.92）表明其并非属于高分异I型花岗岩类。样品具有较高的锆石饱和温度（881~885℃；King et al.，1997；Miller et al.，2003； 李小伟等，2010；王珍珍等，2017）以及（Na2O+K2O）/ CaO 值 （11.42~16.02），在（Na2O+K2O）/CaO-10000*Ga/Al 图解（图9b）中，样品均落于 A 型花岗岩区域内，表明其属于 A 型花岗岩类。 Nelson （1992）根据 Y/Nb值将 A型花岗岩进一步划分为 A1 型和 A2 型，金塔组流纹岩 Y/Nb 大于 1.2（1.71~1.91），在 Nb-Y-Ce 图解（图9c）中处于 A2 区域内，说明该流纹岩属于A2型流纹岩。
高压条件下，抽取花岗质岩浆后的麻粒岩相下地壳再次发生低程度部分熔融，是 A 型花岗岩类形成的一个重要方式（Clemens et al.，1986；Wei， 2008）。亏损的下地壳麻粒岩物质相比早期形成花岗质岩浆的原岩，具有更加富集Ca、Al、Fe、Mg，亏损 Si和 K，以及低的 Fe/Mg 值的特点（陈超等，2020；曹锦山等，2023；王栋等，2023；周佐民等，2023）。相较于已报道的非残留麻粒岩相下地壳部分熔融所形成的 A 型花岗岩，金塔组流纹岩具有偏高的 Al2O3、CaO、TFe2O3和 MgO 含量，偏低的 SiO2、K2O 含量以及 Fe/Mg 值（1.42~1.70），符合残留麻粒岩相下地壳为源区部分熔融所产生的熔体特征（Creaser et al.，1991），同时样品较高的 Sr 含量（146×10-6~179× 10-6）以及Sr/Y值（6.21~7.62），较低的Yb（2.65×10-6~2.98×10-6）和Y（21.9×10-6~24.5×10-6）含量，支持岩浆源区来源于麻粒岩相的高压条件，因此金塔组流纹岩应来源于残留的麻粒岩相下地壳再次部分熔融。值得注意的是，金塔组流纹岩还具有异常高的 MgO （3.01%~3.45%）和Mg#（57.57~61.89），明显不同于玄武质地壳部分熔融产生熔体的Mg#（Mg# <45；Rapp et al.，1999），表明流纹岩并非单纯来源于地壳物质的部分熔融。样品高镁特征与西藏蓬错地区高镁流纹质岩石一致（李海峰等，2019；张建珍等，2020），指示金塔组流纹岩属于高镁流纹质岩石。李海峰等（2019）认为高镁安山岩岩浆分离结晶作用可以致使高镁流纹岩的形成，但金塔组流纹岩结晶分异作用程度较低，且研究区内尚无高镁安山岩的发现，因此排除由高镁安山岩岩浆结晶分异形成的可能。实验岩石学表明，虽然典型的玄武质岩石部分熔融时，无论熔融程度多高，其所产生的熔体Mg# 均小于 45，但当熔体中加入 10% 的地幔物质时，熔体 Mg# 值可上升至 55（Rapp et al.，1999）。该流纹岩除了具有较高的MgO含量之外，还具有偏高的Na2O含量以及接近于幔源岩浆比值（Zr/Hf=37）的 Zr/Hf 值 （29.89~31.36），此外在（K2O+Na2O）-δEu图解（图9d） 中，所有样品落于壳幔混源区域内，指示岩石成岩过程中还存在着地幔物质的贡献。综上表明金塔组A2型流纹岩来源于幔源岩浆底侵，残留的麻粒岩相下地壳物质使之发生部分熔融，并且熔融所形成的长英质岩浆受到了幔源岩浆较高程度影响。此外流纹岩 SI固结指数较高（21.49~23.92），指示岩浆形成过程中结晶分异作用较小，暗示岩浆从岩浆源区快速喷发这一过程，但具有 Sr、Eu 负异常（δEu= 0.61~0.79），说明岩浆上升过程中斜长石仍发生一定程度结晶分异作用。
4.3 构造意义
对阿拉善北带晚古生代构造背景的认识限定了对该地区洋陆转化时限的厘定。乌登汗地区所处的珠斯楞—杭乌拉构造带早古生代地层为连续沉积的浅海相碎屑岩建造，代表稳定的被动陆缘环境。晚古生代该构造单元出现岩浆活动和沉积间断，表明在早古生代末珠斯楞—杭乌拉构造带从被动陆缘环境转变为活动陆缘（史兴俊等，2020）。虽然拐子湖地区报道了 399.5~315.6 Ma 具有同碰撞-后碰撞岩浆岩特征的花岗岩（陈元，2015），但更多分布于雅干、亚干、乌登汗等地形成于同时代的花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩等，表现出明显的弧岩浆岩地球化学特征，结合该构造单元上分布的形成于活动陆缘深海—半深海环境的泥盆系圆包山组，指示该地区洋陆转化完成时限应晚于晚石炭世 （Zhang et al.，2017；史兴俊等，2020；Zhao et al.， 2020；Wang et al.，2023）。珠斯楞—杭乌拉构造带二叠纪岩浆岩-地层分布广泛，亚干、雅干等地283~278 Ma流纹岩、英安岩、辉长岩等镁铁质-长英质岩浆岩具有弧岩浆岩地球化学特征，被认为形成于活动陆缘环境（曾勇，2014；李润武，2020；雷聪聪等， 2025）；而杭乌拉、查黑林嘎顺、笋布尔等地289~260 Ma辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩，以及方山口组安山岩等基性-酸性岩浆岩，由于镁铁质岩浆岩通常具有高Zr含量和Zr/Y值等板内玄武岩特征，长英质岩浆岩地球化学类型属于 A2型或高钾钙碱性 I型，被认为形成于后碰撞伸展环境中，推测珠斯楞—杭乌拉构造带在此时已完成洋陆转化（郑荣国等，2013； Zhang et al.，2017；Xie et al.，2020；黄堯燊，2020；陈彦等，2022；张超等，2024）。因此阿拉善北带二叠纪构造环境的确定，对于该地区洋陆转化完成时限厘定具有重要意义。
图9金塔组流纹岩（Na2O+K2O）/CaO-（Zr+Nb+Ce+Y）图解（a，底图据Whalen et al.，1987）、（Na2O+K2O）/CaO-10000*Ga/Al 图解（b，底图据Whalen et al.，1987）、Nb-Y-Ce图解（c，底图据Eby，1992）、（K2O+Na2O）-δEu图解（d）
FG—高分异花岗岩；OTG—未分异花岗岩
本文所研究的流纹岩和玄武-玄武安山岩构成的双峰式火山岩出露于中二叠世金塔组内，其中流纹岩属于后造山环境下所形成的A2型花岗岩类，区别于非造山环境下所形成的A1型花岗岩类，表现出与雅干、杭乌拉、查黑林嘎顺等地出露的同时代形成于后碰撞伸展环境下的花岗岩一致的特点，结合 Ta-Yb 和 Nb-Y 图解（图10a、b）中所有样品均处于后碰撞花岗岩区域中，表明金塔组流纹岩形成于后碰撞伸展环境中。属于基性端元的玄武-玄武安山岩具有较高的 Zr 含量（104×10-6~133×10-6）和 Zr/Y 值（4.18~5.00），符合板内环境下所形成的玄武岩地球化学特征（Zr>70×10-6，Zr/Y>3；夏林圻等，2007；郭小刚等，2021；陶光活等，2022），样品 Th/Nb 值 （0.27~0.35）与大陆拉张带玄武岩地球化学特征一致（0.27<Th/Nb<0.67），同时玄武-玄武安山岩样品在 Th/Hf-Ta/Hf 以及 Zr/Y-Zr 图解（图10c、d）中整体落于板内区域内，指示金塔组玄武岩-玄武安山岩形成于伸展构造背景下。值得注意的是，在 Th/Hf-Ta/Hf（图10c）中，双峰式火山岩基性端元样品整体上还具有由板块汇聚边缘向板内伸展过渡的趋势，表明研究区在此时正在发生汇聚-伸展的构造转换。研究认为，形成于伸展构造背景的双峰式火山岩不仅可形成于板内裂谷环境，还可形成于后碰撞伸展环境中，前者以基性端元分布范围大于酸性端元而相区别于后者（Brophy，1991；王焰和钱青， 2000）。金塔组双峰式火山岩中流纹岩分布范围大于玄武-玄武安山岩，因此也指示研究区在中二叠世处于后碰撞伸展构造背景中。
从区域地质特征上来看，珠斯楞—杭乌拉构造带东北部雅干地区也分布着一套由辉长岩（261.4 Ma）、辉绿岩（262.9 Ma）和黑云母二长花岗岩（263.4 Ma）构成的形成于后碰撞伸展环境的双峰式侵入岩组合，其中辉长岩和辉绿岩属于钙碱性-高钾钙碱性岩浆岩，具有板内岩浆岩地球化学特征，花岗岩则属于高 K 钙碱性高分异 I 型花岗岩，形成于后碰撞伸展环境下（Wang et al.，2022）。这一套双峰式侵入岩组合形成年龄与本文研究的金塔组双峰式火山岩对应时代一致，指示珠斯楞—杭乌拉构造带在中二叠世处于后碰撞伸展环境中。地层学显示，构造带内广泛分布的二叠系为活动型以浅海相为主的火山-沉积建造，缺乏半深海—深海相沉积，总体上早—中二叠世具有退积型的沉积充填序列特征（党犇等，2011）。阿拉善地区西侧的北山南带同样出露着由双堡塘组—金塔组—方山口组构成的地层组合，两地的二叠系各组之间具有相同的接触关系，许伟等（2019）、郭小刚等（2021）对该地层组合中玄武岩展开研究，认为其形成于伸展构造演化背景。综上，乌登汗地区所处的阿拉善北缘在中二叠世已完成构造转化并进入后碰撞演化阶段，表明古亚洲洋在该位置的分支洋盆应在早—中二叠世之前完成了闭合，阿拉善北缘在中二叠世处于后碰撞伸展环境中。
图10金塔组双峰式火山岩构造判别图解
a—Ta-Yb图解（底图据Pearce et al.，1984）；b—Nb-Y图解（底图据Pearce et al.，1984）；c—Th/Hf-Ta/Hf图解（底图据汪云亮等，2001）；d—Zr/YZr图解（底图据 Pearce and Norry，1979）；WPG—板内花岗岩；POG—后碰撞花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；syn-COLG—同碰撞花岗岩；ORG— 洋中脊花岗岩；I—板块发散边缘；Ⅱ—板块会聚边缘；Ⅱ1—大洋岛弧玄武岩；Ⅱ2—陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩；Ⅲ—大洋板内洋岛、海山玄武岩及T型洋中脊玄武岩、E型洋中脊玄武岩；Ⅳ—大陆板内；Ⅳ1—陆内裂谷及陆缘拉斑玄武岩；Ⅳ2—陆内裂谷碱性玄武岩；Ⅳ3—大陆拉张带（或初始裂谷）玄武岩；Ⅴ—地幔热柱粗玄岩、N型洋中脊玄武岩；WPB—板内花岗岩；MORB—洋中脊花岗岩；IAB—岛弧花岗岩
5 结论
（1）阿拉善北缘乌登汗地区金塔组火山岩由流纹岩和玄武-玄武安山岩互层产出，具有双峰式火山岩特征，流纹岩分布范围大于玄武-玄武安山岩，成岩年龄为（265.4±1.3） Ma，形成时代为中二叠世。
（2）玄武-玄武安山岩来源于受流体交代过的亏损地幔部分熔融，并在岩浆上升过程中受一定程度地壳物质混染；流纹岩为 A2型流纹岩，具有高镁特征，来源于受幔源岩浆底侵残留麻粒岩相下地壳使之发生部分熔融，并且长英质岩浆受较高程度的地幔物质的影响。
（3）金塔组双峰式火山岩形成于伸展构造演化阶段，指示古亚洲洋在阿拉善北缘的分支洋盆闭合于早—中二叠世之前，阿拉善北缘在中二叠世已完成洋陆构造转化，并在此时处于后碰撞伸展环境中。
致谢  感谢两位匿名审稿专家及编辑部老师对本文提出建设性修改意见。
注释
① 甘肃省地质局地质力学区测队 .1981. 雅干幅 K-48-13 拐子湖幅K-48-19 1∶20万区域地质调查报告[R].
图1阿拉善地区构造略图（据史兴俊等，2020）
图2研究区地质简图及剖面位置（据甘肃省地质局地质力学区测队，1981①）
图3金塔组双峰式火山岩信手剖面图（a）、野外露头照片（b~c）、玄武岩-玄武安山岩近景照片（d）、流纹岩近景照片（e）
图4金塔组双峰式火山岩玄武岩-玄武安山岩与流纹岩镜下照片
图5金塔组流纹岩代表性锆石阴极发光（CL）图像及锆石U-Pb年龄谐和图（a）、加权平均年龄图（b）
图6金塔组双峰式火山岩地球化学图解
图7金塔组双峰式火山岩稀土元素配分图（a）和微量元素蛛网图（b）（稀土元素、微量元素标准化数值及OIB、IAB、N-MORB 数值据Sun and McDonough，1989）
图8金塔组玄武-玄武安山岩地球化学图解
图9金塔组流纹岩（Na2O+K2O）/CaO-（Zr+Nb+Ce+Y）图解（a，底图据Whalen et al.，1987）、（Na2O+K2O）/CaO-10000*Ga/Al 图解（b，底图据Whalen et al.，1987）、Nb-Y-Ce图解（c，底图据Eby，1992）、（K2O+Na2O）-δEu图解（d）
图10金塔组双峰式火山岩构造判别图解
表1乌登汗地区金塔组双峰式火山岩流纹岩锆石U-Pb同位素分析结果
表2乌登汗地区金塔组双峰式火山岩主量（%）微量稀土（10-6）元素分析结果
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