东昆仑西段夏日哈木地区鄂拉山组安山岩对古特提斯洋演化的制约*

段雪鹏 孟繁聪 张帮禄 王宗起 于晓飞

东昆仑造山带是青藏高原东北部一条规模巨大的复合岩浆构造带，具有多陆块多旋回的构造属性，主要经历了新元古代-中生代初期与原-古特提斯洋演化有关的陆块汇聚和增生等构造作用以及中新生代陆内构造发展的演化过程(姜春发等, 1992; 许志琴等, 2006)。

东昆仑造山带中木孜塔格-布青山-阿尼玛卿蛇绿岩作为古特提斯洋的残片，记录了古特提斯洋的形成与扩张历史(Chenetal., 2001; 兰朝利等, 2002; Bianetal., 2004; Yangetal., 2009; 刘战庆等, 2011)，但洋盆打开和关闭的精确时限仍存在不同认识。如：通常认为古特提斯洋在晚石炭世处于扩张状态(Bianetal., 2004；Yangetal., 2009; 刘战庆等, 2011)，近年来也有观点认为古特提斯洋在早古生代和晚古生代之交已经开始打开(Dongetal., 2020; 李文渊等, 2022a, b)。古特提斯洋开始俯冲消减发生在早-中二叠世(Chenetal., 2001；Yangetal., 2009)，以形成巨量岛弧岩浆岩为特征(莫宣学等, 2007)。而对于洋盆闭合的时限则存在晚二叠世(殷鸿福和张克信，1997; Panetal., 2012)、早三叠世(Huangetal., 2014)、中三叠世(郭正府等, 1998; Xiaetal., 2014; Xiongetal., 2014)和晚三叠世之后(Dingetal., 2014; Wuetal., 2019)等多种观点，这种分歧严重制约了对东昆仑晚古生代期间构造演化的认识。产生这一分歧的主要原因是对东昆仑造山带印支期火山岩的成因和构造属性认识不同，如部分学者认为其来源于古老陆壳部分熔融的产物(封铿等, 2022)，也有学者认为其可能为新生下地壳部分熔融形成(Zhuetal., 2022)，还有学者认为其形成与古特提斯洋洋壳部分熔融有关(Huangetal., 2014; Shaoetal., 2017, 2021)。另外，东昆仑大量金、银、铜、铅、锌等多金属矿床的形成也与三叠纪的岩浆作用有关，如东昆仑东段哈日扎、那更、赛什堂等地陆续发现与晚三叠世鄂拉山组陆相火山岩有关的铅、银多金属矿床(Fengetal., 2017; Zhangetal., 2017; Chenetal., 2022)，表明该地层具有重要的成矿潜力。因此，对三叠纪火山岩特别是鄂拉山组火山岩的研究具有重要的理论意义和经济价值。

本次研究选取东昆仑西段夏日哈木地区广泛出露的一套印支期安山岩作为研究对象，通过对其进行详细的锆石U-Pb年代学、Hf同位素和全岩主、微量元素、Sm-Nd同位素等研究，探讨其时代归属、岩石成因及其对区域构造演化的意义，为东昆仑西段古特提斯洋演化提供新的证据。

1 区域地质背景

东昆仑造山带位于青藏高原的东北部(图1)，北部以柴达木盆地南缘断裂为界与柴达木盆地分隔，南邻布青山-阿尼玛卿构造混杂岩带及巴颜喀拉造山带，西部以阿尔金断裂为界与西昆仑相连，东部大致以温泉断裂与秦岭相接(李荣社等, 2007)。东昆仑造山带以东昆中断裂带为界分为东昆北地体和东昆南地体(姜春发等, 1992)。东昆北地体以出露大面积中-新元古代变质基底金水口群(Liuetal., 2005; Heetal., 2016)和加里东期-印支期的侵入岩(莫宣学等, 2007)为特征。金水口群的岩性以片麻岩-斜长角闪岩-大理岩为主，后期经历了新元古代(Heetal., 2016)和早古生代(张建新等, 2003; Liuetal., 2005; 李怀坤等, 2006; Wangetal., 2022b)变质热事件，变质变形强烈，局部可达麻粒岩-榴辉岩相(Mengetal., 2013; 孟繁聪等, 2015; Songetal., 2018; Bietal., 2022)。该区还分布大量加里东期-印支期的侵入岩，其中加里东期侵入岩主要出露泥盆纪花岗岩，少量的闪长岩和辉长岩(Duanetal., 2020)，印支期侵入岩主要出露晚二叠世-三叠纪花岗岩、基性岩体及基性岩墙群(Dongetal., 2018)。

图1 东昆仑造山带及邻区区域构造格架简图(据张建新等，2015修改)

上述岩石的形成主要与其经历了早古生代原特提斯洋和晚古生代-早中生代古特提斯洋两个不同构造旋回的演化过程有关(莫宣学等, 2007)。已有多位学者阐述了东昆仑造山带多旋回、多板块、多期次拼贴的构造演化历史(姜春发等, 1992; 许志琴等, 2006)。东昆仑早古生代洋盆在早寒武世之前打开和扩张(Yangetal., 1996; Bianetal., 2004; 祁晓鹏等, 2016; Lietal., 2019, 2021)，早奥陶-中志留世原特提斯洋持续俯冲消减，多数学者认为原特提斯洋在～430Ma闭合(Mengetal., 2013; 刘彬等, 2013)，并且在早泥盆世(～420Ma)构造体制由挤压转变为伸展(陆露等, 2010; Songetal., 2016)。晚石炭世古特提斯洋开始扩张(340～333Ma, Yangetal., 2009; 刘战庆等, 2011)，中二叠世-早三叠世(270～240Ma)持续俯冲，主要形成钙碱性闪长岩-石英闪长岩，240Ma之后主要形成富钾钙碱性含暗色微粒包体为特征的花岗岩-花岗闪长岩(陈国超等, 2020; Shaoetal., 2021)。

2 研究区地质及火山岩特征

研究区位于东昆仑造山带西段东昆北地体(图1)，地理位置处于青海省格尔木市西部夏日哈木地区。研究区南部主要出露中-新元古代金水口群片麻岩，夹有大理岩、斜长角闪岩(李爽等, 2021)和榴辉岩透镜体(祁生胜等, 2014; 范亚洲等, 2018)，新元古代花岗岩侵入到片麻岩中(王冠等, 2016)。此外，侵入到片麻岩中的还有镁铁-超镁铁岩，其形成时代为430～400Ma，这些超基性岩体中赋存有超大型镍-钴硫化物矿床(王冠等, 2014a; Lietal., 2015; 姜常义等, 2015; Songetal., 2016; Zhangetal., 2019)，在夏日哈木矿区北部还出露早泥盆世正长花岗岩(王冠等, 2013)。研究区北部主要出露奥陶系纳赤台群长石砂岩、变玄武岩和白云岩，大面积鄂拉山组火山岩地层，该地层角度不整合覆盖在奥陶系以及石炭系地层之上，局部与中泥盆世正长花岗岩断层接触(图2)。区内还出露少量印支期闪长岩(王冠等, 2014b)、石英闪长岩、二长花岗岩和花岗闪长岩等侵入岩。

图2 夏日哈木地区地质简图(据王冠等, 2014a; 赵明福等, 2018修改)

区内火山碎屑岩与火山熔岩呈互层状产出，并以火山碎屑岩为主，可见火山角砾岩、凝灰岩等；熔岩次之，主要为中-酸性岩，包括安山岩、英安岩以及流纹岩(赵明福等, 2018)，未见基性岩出露，岩石蚀变较弱，局部发育沉积岩夹层(图3a)。本次采集样品皆为安山岩，西部样品K17-5-8采样坐标： 36°38′12″N、93°19′16″E；东部样品K17-2-2采样坐标：36°32′05″N、93°32′44″E。野外可见同期花岗闪长岩与该安山岩直接接触(图3b)。安山岩蚀变较弱，手标本主要呈灰黑色，风化后呈铁锈色。显微镜下东、西段样品略有区别：西段样品斑晶主要由斜长石和单斜辉石组成，少量绿泥石化角闪石(图3c)，其中斜长石粒径0.5～1mm，含量约30%，单斜辉石粒径0.2～0.6mm，含量约15%，副矿物见少量磁铁矿；东段样品斑晶主要以具有环带特征的斜长石和绿泥石化角闪石为主(图3d)，其中斜长石粒径0.5～1.5mm，含量约35%，绿泥石化角闪石粒径0.2～0.5mm，含量约15%。斑晶矿物组成表明西段样品基性程度更高。

图3 夏日哈木地区鄂拉山组安山岩特征

3 测试方法

3.1 全岩主、微量元素

全岩主、微量元素在自然资源部国家地质实验测试中心完成。主量元素通过XRF(X荧光光谱仪3080E)方法测试，分析精度5%。微量元素和稀土元素(REE)通过等离子质谱仪(ICP-MS-Excel)分析，其中Nb、Ta、Zr和Hf用碱溶法和沉淀酸提取，用等离子质谱法进行测定，微量元素和稀土元素中含量大于10×10-6的元素测试精度约为5%，而小于10×10-6的元素精度约为10%。

3.2 Sm-Nd同位素组成

Sm-Nd同位素测试在中国科学技术大学地球与空间科学学院固体同位素地球化学实验室完成。样品的化学分离纯化在净化实验室完成，比值测定采用同位素稀释法在热电离质谱计MAT262上进行。Nd同位素比值测定采用146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏标准化校正，化学流程和同位素比值测定见Chenetal. (2007)。

3.3 锆石LA-ICP-MS U-Pb测年

测年样品锆石的挑选在河北省地质矿产局廊坊区调院实验室利用标准重矿物分离技术分选完成。样品经常规方法破碎研磨，淘洗后用重液分选，在双目镜下挑选锆石颗粒，选择晶形完好并且纯净透明的锆石，将锆石和标准锆石TEM一起粘在玻璃板上，对其进行反射光、透射光和阴极发光(CL)图像照相以及LA-ICP-MS分析。

锆石U-Pb同位素测试在天津地质矿产研究所完成，所用仪器为Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪和193nm激光取样系统(LA-MC-ICP-MS)。选择锆石中的合适区域，利用193nm FX激光器对锆石进行剥蚀，束斑直径为35μm，激光能量密度为13～14J/cm2，频率为8～10Hz。所用锆石标样为TEMORA标准锆石，数据处理采用ICP-MS DataCal程序(Liuetal., 2010)和ISOPLOT程序(Ludwig, 2003)进行分析和作图，采用208Pb对普通铅进行校正，利用NIST612作为外标计算锆石样品的Pb、U含量(李怀坤等, 2009)。采用206Pb/238U年龄的加权平均年龄值，数据误差为1σ，加权平均年龄值误差为1σ。

3.4 锆石Lu-Hf同位素

锆石Lu-Hf同位素的测定在天津地质矿产研究所完成，测试仪器为Neptune多接收等离子质谱和Newwave UP213激光剥蚀系统(LA-MC-ICP-MS)，实验中以He作为载气，剥蚀束斑直径采用35μm，参考物质使用锆石国际标样GJ-1，分析点近似位于锆石U-Pb定年分析点位置。仪器运行操作条件及详细分析流程见耿建珍等(2011)。分析过程中标样GJ1的176Hf/177Hf测试加权平均值为0.282015±10 (2σ, n=10)。

4 分析结果

4.1 全岩地球化学

本次研究选取13块新鲜岩石样品进行全岩地球化学测试，测试结果见表1。样品SiO2含量为59.45%～63.10%，TiO2含量介于0.72%～0.80%之间，K2O含量在1.42%～3.50%，平均2.97%，Na2O含量在2.51%～3.70%，Mg#为28～51，平均45。样品的A/CNK在1.2～2.0之间，且Al2O3含量大于K2O、Na2O和CaO含量之和，反映岩石具有弱铝饱和特征。在火山岩硅碱图中，样品的投点基本落入安山岩区(图4a)；在SiO2-K2O图中，除一个样品落入中钾区域，其余样品均落入高钾系列区域(图4b)。

图4 夏日哈木安山岩地球化学分类

表1 夏日哈木安山岩全岩主量(wt%)、微量(×10-6)元素含量

样品稀土总量较高，介于141.9×10-6～189.9×10-6之间。(La/Yb)N=7.71～10.54，轻稀土富集，重稀土亏损。δEu介于0.65～0.75 之间，具弱的负铕异常。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线呈向右缓倾的轻稀土富集型(图5a)，但重稀土分馏不明显，具相对平坦的型式，铕具弱负异常特征，各稀土曲线近于平行。安山岩大离子亲石元素K、Rb、Ba的含量较高，Rb含量为54.6×10-6～178.0×10-6、Ba为462×10-6～840×10-6。Sr含量为239×10-6～793×10-6。高场强元素方面，Th含量为10.8×10-6～19.5×10-6，Hf含量为4.96×10-6～7.57×10-6，U含量为2.5×10-6～4.3×10-6，Zr为166×10-6～252×10-6，含量均较高。Nb、Ta、Ti含量较低，Nb含量为8.7×10-6～13.0×10-6，Ta为0.67×10-6～0.93×10-6。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图5b)中，表现为强不相容元素Rb、Ba、U、Th强烈富集，中等不相容元素La、Ce、Nd、Zr、Hf、Sm等中等富集，Ta、Nb亏损，弱不相容元素Ti、P亏损，K富集， 其特征与岛弧火山岩分布型式基本相似(Tamuraetal., 2014)。

图5 夏日哈木安山岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

4.2 Sm-Nd同位素特征

夏日哈木安山岩的全岩Sm-Nd同位素组成见表2。安山岩的Sm、Nd含量分别为5.05×10-6～ 5.51×10-6和23×10-6～25×10-6，147Sm/144Nd值变化范围较大(0.1305～0.1333)，143Nd/144Nd值范围比较集中，为0.512319～0.512384，εNd(0)值范围为-6.2～-5.0，εNd(t)值范围较小，为-4.3～-3.1。

表2 夏日哈木安山岩Sm-Nd同位素数据

4.3 锆石U-Pb年代学

采用LA-ICP-MS法对安山岩(K17-5-8.9)中选取的16颗锆石进行了测试(表3)。根据锆石阴极发光图像(图6)，锆石颗粒自形程度较高，颗粒大小约100～150μm，多呈短柱状，围绕核部具有明显的震荡环带，个别发育扇形分带或平行晶体长轴的生长条带；少部分锆石边部具有溶蚀结构，反映后期可能受到改造作用。锆石Th/U比值为0.58～1.31之间，平均0.81，具岩浆锆石特征。锆石年龄集中分布在谐和线上(图7)，206Pb/238U加权平均年龄223±2Ma(MSWD=1.5, n=16)代表了锆石的结晶年龄，指示安山岩的形成时代为晚三叠世。

图6 夏日哈木安山岩代表性锆石阴极发光图片

表3 夏日哈木安山岩(样品K17-5-8.9)LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年分析结果

图7 夏日哈木安山岩锆石U-Pb同位素年龄谐和图(a)和加权平均年龄(b)

4.4 锆石Lu-Hf同位素特征

在安山岩中选定的锆石颗粒上进行Lu-Hf同位素测试(表4)。锆石176Yb/177Hf值范围从0.0257到0.0685，176Lu/177Hf值范围从0.0006到0.0014。所有测点都具有小于0.002的176Lu/177Hf值，表明放射性成因176Hf很少。176Hf/177Hf范围在0.282540～0.282668之间，εHf(t)值范围从-3.4到+1.1，加权平均数为-1.3。锆石模式年龄tDM在831～1003Ma之间，tDM2在1591～1994Ma之间。

表4 夏日哈木安山岩(样品号K17-5-8.9)锆石Lu-Hf同位素数据

5 讨论

5.1 岩石成因

本次研究的样品中除两个样品外其余样品烧失量(LOI)皆小于2.1%(表1)，表明岩石蚀变较弱。从岩石化学特征看，本次研究的火山岩岩石类型以安山岩为主，未见玄武岩出露，岩石地球化学成分均一。考虑到岩石锆石中未发现继承锆石，且具有相对稳定的全岩εNd(t)值和锆石εHf(t)值，稀土、微量元素图解中各样品分配形式一致(图5)，表明岩石保留了其原始地球化学性质，且Nb、Th、Yb、Nd、Sm、La、Ba等元素在化学风化作用中较稳定，可用于讨论安山岩的成因。

安山岩La/Yb-La图解(图8a)表明岩石主要为部分熔融形成，分离结晶作用并不明显。安山岩具有较低的SiO2(59.45%～63.10%)、较高的Al2O3(16.19%～17.66%)含量特征，结合较低的Co(6.72×10-6～16.5×10-6)、Ni(4.58×10-6～10.4×10-6)含量特征表明岩石可能起源于地壳熔体。研究表明，由加厚下地壳拆沉部分熔融产生的岩浆岩具有较高(>45)的Mg#(Rapp and Watson, 1995)，本次研究的样品Mg#值介于42～51(其中1个样品为28，可能由蚀变引起)，13个样品中有9个样品Mg#值为45～51)，较高的Mg#值以及La/Yb和La相关关系表明其主要为地壳物质的部分熔融，受到地幔熔体的影响(图8b)，西部样品(图3d)中的斜长石具有环带结构也可能与岩浆混合作用有关。样品的Th含量(11.0×10-6～15.1×10-6，平均12.4 ×10-6)和U含量(2.51×10-6～3.98×10-6，平均3.04×10-6)高于平均上地壳值(10.5×10-6和2.7×10-6, Rudnick and Gao, 2003)，暗示其不可能为地幔源区部分熔融导致。样品的La/Nb值为3.02～3.51，高于平均地壳(2.2)和地幔(1)组成，Nb/Ta值为11.85～17.46，高于平均地壳(11)但略小于地幔(17.7)值，同样表明岩石主要为壳源成因，但受到壳幔混合作用的影响。样品具有相对较低的K2O/Na2O、Al2O3/(MgO+TiO2+Fe2O3T)，暗示岩石可能源于下地壳的脱水熔融(图8c)。Rappetal.(1991)实验岩石学研究表明，玄武岩在0.8GPa下发生部分熔融时残留相为角闪石+斜长石±斜方辉石(无石榴石)，在1.6GPa时，残留相为石榴石+单斜辉石±角闪石±斜长石±斜方辉石。岩石具有较低压力熔融的主量元素特征(图8c)，同时具有负Eu异常特征，结合岩石具有较低的Sr/Y、La/Y值(图8d)，源区可能残留斜长石，推测岩石源于较低压力条件下的部分熔融。

图8 夏日哈木安山岩岩石化学图解

样品属于高钾钙碱性系列，具有富集LILEs和亏损Nb、Ta的岛弧相关岩浆特征，可能反映了陆壳与地幔的混合过程。锆石εHf(t)值大于0表明岩浆源区为亏损地幔或新生地壳，反之则以古老地壳或富集地幔源区为主体(Vervoort and Patchett, 1996)，安山岩锆石εHf(t)值较低(-3.4～+1.1)，主体小于0，表明其主要来源于古老地壳或富集地幔源区。由于样品锆石普遍具有高于古老地壳熔体锆石Hf同位素的特征，并且与富集地幔源区的熔体相近(图9a)，结合岩石地壳化学特征，表明其可能来源于古老下地壳部分熔融，并受富集地幔物质的影响(图8c)。同时，全岩Sm-Nd同位素模式年龄(1418～1538Ma)，锆石Lu-Hf同位素一阶段模式年龄(tDM)在831～1003Ma之间，二阶段模式年龄(tDM2)在1591～1994Ma之间，远大于其形成年龄，这与鄂拉山组流纹岩具有相同的特征(Fanetal., 2022; 封铿等, 2022)，与东昆仑古老基底金水口群的形成年代一致(Heetal., 2016)。结合主量元素特征(图8c)，安山岩可能来源于中-新元古代金水口群中的斜长角闪岩。夏日哈木安山岩εNd(t)值(-4.3～-3.1)位于古老地壳熔体与富集地幔熔体之间(图9b)，与东昆仑地区壳源Ⅰ型花岗岩(-10.5～-3.1, Shaoetal., 2015; Xiongetal., 2016)相近，略低于来源于富集地幔熔融的中基性岩(-3.9～+0.1, Huetal., 2016; Liuetal., 2017; Yinetal., 2017; Zhaoetal., 2020)，远低于亏损地幔来源的N-MORB(+12.2～+12.8, 郭安林等, 2007)。同时，岩石落入全球下地壳熔体范围(图9b)，进一步暗示岩石可能起源于下地壳熔体。

图9 夏日哈木安山岩Nd-Hf同位素图解

5.2 构造意义

本次研究的安山岩样品形成年龄为223Ma，属于晚三叠世(图7)，与祁漫塔格野牛沟、土房子地区基性岩墙和火山岩时代相近，后者年龄集中在220～218Ma(Huetal., 2016)。前人将东昆仑地区广泛分布的一套晚三叠世中-酸性钙碱性系列火山岩组合归属为鄂拉山组(八宝山组；姜春发等, 1992)。相比东昆仑西段而言，东昆仑东段鄂拉山组火山岩的研究程度较高，都兰-香日德地区鄂拉山组火山岩形成时代集中在235～210Ma，如波洛斯英安岩(235～233Ma；封铿等, 2022)、鄂拉山流纹岩(228Ma；Huetal., 2016)、哈日扎英安岩(228～225Ma；Fanetal., 2022)、那更英安岩(222～218Ma；Fanetal., 2022)和流纹岩(228Ma、213Ma；Chenetal., 2022)、香日德流纹岩(214～212Ma；丁烁等, 2011)等。晚三叠世东昆仑不同地区可能存在板片断离、岩石圈地幔拆沉、软流圈地幔上涌等不同作用(Fanetal., 2022)，表明不同地区的鄂拉山组火山岩可能为不同构造-岩浆事件的产物。

区域地质研究表明，布青山蛇绿混杂岩所代表的阿尼玛卿-布青山洋是东昆仑造山带晚古生代时期的主洋盆，控制着古特提斯洋演化历史和区域构造格架(姜春发等, 1992)。尽管古特提斯洋打开的精确时限尚不清楚，但近年来有学者认为古特提斯洋在早泥盆世已经开始打开，早石炭世已成为成熟大洋(Dongetal., 2020; 李文渊等, 2022a, b)，也有学者认为原-古特提斯洋构造体制转换发生在晚泥盆世(杨金中等, 1999; Wangetal., 2022b)，不过普遍认为古特提斯洋在晚石炭世处于扩张状态(Yangetal., 2009; 刘战庆等, 2011; Wangetal., 2022a)，随后大洋持续俯冲消减直至闭合。对古特提斯洋闭合的精确时限也存在很多不同观点，Yangetal.(2009)认为早-中二叠世大洋已经关闭；吴福元等(2020)认为大洋在早三叠世(250Ma)关闭；熊富浩等(2011)认为早三叠世(251Ma)东昆仑仍处于俯冲环境，具有典型的沟弧盆体系，其中，中灶火和巴隆地区发育早三叠世弧后伸展背景下的镁铁质岩墙群(259～249Ma)(罗文行等, 2013; 菅坤坤等, 2015; Xiongetal., 2019)；Zhaoetal.(2020)认为中三叠世(240Ma)东昆仑由俯冲转为碰撞环境；此外，也有学者认为古特提斯洋的俯冲过程至少持续到中三叠世晚期(Zhangetal., 2012; Xiongetal., 2014, 2016; Lietal., 2018b)。中-晚三叠世(～240Ma)古特提斯洋进入碰撞造山时期，形成一系列同碰撞侵入岩和火山岩(Huangetal., 2014; Shaoetal., 2017)。

晚三叠世侵入岩(230～223Ma)和成矿峰期表明该时期可能为古特提斯洋构造由挤压向伸展转换的关键时期(Xiongetal., 2014; Renetal., 2016; 陈国超等, 2020; Zhaoetal., 2020)，这也得到很多学者的支持。Huetal. (2016)认为晚三叠世基性岩墙群(228～218Ma)是碰撞后伸展背景的产物；Dongetal. (2018)认为220～200Ma一系列蛇绿混杂岩相关的侵入岩、火山岩和沉积序列代表碰撞后伸展环境的产物；Zhangetal. (2017)认为东昆仑东段赛什堂地区富Cu斑岩(218～224Ma)来源于碰撞后伸展背景下的岩浆活动。与俯冲和同碰撞背景不同，这一时期主要形成具有后碰撞特征的Ⅰ型花岗岩、埃达克质和少量A2型花岗岩(Huetal., 2016; Kamaunjietal., 2021; Fanetal., 2022)，岩浆向高钾钙碱性系列演化，部分岩浆岩具A型花岗岩和埃达克质岩浆岩特征也反映了东昆仑地区在220～210Ma已处于加厚下地壳拆沉导致的伸展构造背景中(Shaoetal., 2021; Zhuetal., 2022)。虽然从碰撞挤压到碰撞后延伸的确切时间仍存在争议，但区域地质研究表明在～230Ma，东昆仑构造体制已由碰撞挤压向伸展环境转变。另外，沉积岩方面的证据表明，下三叠统洪水川组、中三叠统闹仓坚沟组发育弧前盆地沉积体系，其中的英安质火山岩具有活动大陆边缘岛弧性质(Lietal., 2015)，中三叠统希里克特组具有海陆交互相沉积特征，上三叠统鄂拉山组(八宝山组)为陆相碎屑岩沉积组合(姜高磊等, 2014)，反映了古特提斯洋晚三叠世早期大陆碰撞基本完成(李瑞保等, 2012)。

本次安山岩样品显示出贫铁、镁而富碱的特征，稀土配分型式呈向右缓倾的轻稀土富集型，但重稀土分馏不明显，具相对平坦的型式，铕弱亏损；各稀土曲线近于平行，其分布型式与现代岛弧火山岩稀土元素配分型式相似，反映岩浆来源于轻稀土未亏损的或轻微富集的源区，与东昆仑造山带三叠纪(250～235Ma)同碰撞花岗岩明显的负Eu异常(图5)有所区别(Xiaetal., 2014; Lietal., 2015; Shaoetal., 2017)，暗示安山岩与三叠纪同碰撞花岗岩俯冲洋壳部分熔融成因有所不同(Niuetal., 2013)。微量元素特征表现为强不相容元素Rb、Ba、U、Th强烈富集，Ta、Nb、Ti亏损，样品的Zr/Y值为6.33～8.65，介于大陆弧范围内(4～12；Condie, 1989)，La/Nb比值(3.02～3.36)也与活动大陆边缘弧岩浆特征一致(大于2)。全球新生代安山岩地球化学成分研究显示，常用的玄武岩构造环境判别图解可用于安山岩环境判别中(刘欣雨等, 2017)，TiO2-Zr图解(图10a)中岩石落入火山弧玄武岩区，在Th/Yb-Ta/Yb图解(图10b)中落入大陆弧区，同时安山岩εNd(t)值和锆石εHf(t)值也与东昆仑地区中三叠世岛弧花岗岩相似(Lietal., 2018a)，说明形成安山岩的源区与岛弧岩浆有关。通常认为，大洋俯冲消减作用会形成大量具有陆缘弧性质的中酸性侵入岩、火山岩以及弧后盆地岩浆岩组合(莫宣学等, 2007)，如巴隆地区和哈拉尕吐地区的岛弧花岗岩(263～244Ma；Zhangetal., 2012; Lietal., 2018a)；沟里地区和大灶火沟的岛弧火山岩(255～244Ma；史连昌等, 2016; 张新远等, 2020)。但近年来有学者在东昆仑西段识别出晚三叠世岛弧岩浆岩(邓红宾等, 2018; 徐博等, 2020)，据此提出古特提斯洋在东昆仑西段关闭时间较晚，可推迟到晚三叠世之后(邓红宾等, 2018)，认为晚三叠世晚期仍存在洋壳俯冲消减作用(刘红涛, 2001)。实际上，具备岛弧特征的岩浆岩并不一定代表其形成时存在俯冲作用，其源区的“富集”特征可能是由早期的俯冲作用造成的。如在东昆仑东段晚三叠世晚期(216Ma)同样可形成岛弧特征的岩浆岩(张明东等, 2018)。

图10 夏日哈木安山岩构造环境判别图(据Pearce, 1982)

本次研究的安山岩属于高钾钙碱性系列岩石，一般认为，该系列岩石形成于造山后伸展背景环境(邓晋福等, 2004)。碰撞伸展环境的岩浆岩源区会受到早期洋/陆俯冲作用的影响，导致其表现出类似岛弧火山岩特征，如富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素和Nb、Ta，造山带中板块俯冲的岩浆作用可能存在延迟效应(张明东等, 2018)。因此，碰撞后伸展环境下也可以产生具有岛弧特征的岩石(Aldanmazetal., 2000)。东昆仑地区发育的岛弧性质中酸性火山岩具有低的εNd(t)、较高的Nb/Ta值和Zr/Hf值，常被认为与壳幔混合作用有关(Xiongetal., 2012)，罗照华等(2002)认为幔源玄武质岩浆底侵作用可能从早三叠世(～250Ma)一直持续到晚三叠世(～220Ma)，导致碰撞后伸展环境产生“俯冲”印记的岩浆岩，在时间上产生了滞后效应。夏日哈木地区的晚三叠世安山岩就是这种滞后效应在东昆仑西段的体现。

综上所述，古特提斯洋在晚三叠世已进入碰撞后伸展环境，夏日哈木地区晚三叠世(223Ma)安山岩虽然具有“岛弧”特征，但形成于古特提斯洋闭合之后。碰撞后的伸展作用引发早期俯冲作用有关的地幔源区发生部分熔融，形成的玄武质岩浆底侵，造成古老下地壳熔融，最终形成夏日哈木安山岩。

6 结论

(1)夏日哈木地区鄂拉山组安山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为223±2Ma，表明其形成于晚三叠世。

(2)安山岩属于高钾钙碱性岩石系列，具有富集轻稀土、大离子亲石元素，亏损高场强元素的岛弧火山岩特征，全岩εNd(t)值(-4.3～-3.1)和锆石εHf(t)值(-3.4～+1.1)表明岩石来源于受富集地幔熔体底侵影响的古老下地壳部分熔融体。

(3)与古特提斯洋演化有关的晚三叠世安山岩形成于碰撞后伸展环境。

致谢范亚洲、李健在野外工作中给予了协助；薛怀民、熊富浩、张照伟对论文初稿提出了宝贵的修改意见；在此一并表示衷心感谢！