北祁连东段白银岩群双峰式火山岩锆石U-Pb年龄、Hf同位素及地球化学特征

Zircon U-Pb Ages, Hf Isotopes and Geochemistry of Bimodal Volcanic Rocks in Baiyin Group, Eastern North Qilian

摘要

白银厂矿田的含矿岩系白银岩群位于北祁连造山带东南缘，为了揭示该火山岩系的形成时代、成因及其构造环境，运用岩石学、岩石地球化学、同位素年代学等分析测试方法对其进行了系统的研究.白银岩群中石英角斑岩和流纹岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分别为473.0±1.7 Ma和473.9±2.1 Ma，表明白银岩群火山岩形成于早奥陶世.玄武岩具有高Al₂O₃、低K₂O、TiO₂和P₂O₅特征，属亚碱性低钾拉斑系列；流纹岩SiO₂含量（>70%）较高，FeO^T/MgO比值（2.44~2.80）与稀土元素含量较低（32.1×10^-6~44.3×10^-6），显示湿冷氧化性流纹岩特征.玄武岩与流纹岩不相容元素Ba、Th、U等相对富集，高场强元素Nb、Ta、Ti明显亏损，Eu负异常不明显（δEu=0.76~0.92），显示岛弧岩浆特征.流纹岩锆石ε _Hf（t）值变化于-4.14~14.78，二阶段模式年龄为1 707~505 Ma.上述结果表明白银岩群玄武岩是受俯冲流体改造的亏损地幔部分熔融的产物，并在岩浆上升过程中受到地壳混染；流纹岩与玄武岩具有不同的岩浆来源，其主要来自地壳物质的部分熔融，并混入了少量幔源物质.白银岩群双峰式火山岩形成于岛弧向弧后盆地过渡的环境，是早奥陶世北祁连洋向北俯冲的产物.

关键词

白银岩群 / 双峰式火山岩 / 锆石U-Pb定年 / Lu-Hf同位素 / 北祁连 / 岩石学.

Key words

Baiyin Group / bimodal volcanic rocks / LA-ICP-MS zircon U-Pb dating / Lu-Hf isotopes / North Qilian / petrology

0 引言

祁连山位于中央造山带中部，介于华北克拉通、扬子克拉通和塔里木克拉通之间（图1a），是秦祁昆巨型造山带的重要组成部分（廖风云等， 2020），其中与早古生代海相火山作用有关的块状硫化物矿床是祁连成矿带的特色资源（李向民等， 2009；夏林圻等， 2016；董凯，2018）.甘肃白银厂铜多金属矿田是北祁连加里东成矿带中著名的块状硫化物矿床，早在20世纪50年代初期已经发现并勘探成功，已在该地区发现折腰山、小铁山、火焰山和四个圈等多个铜多金属矿，但对其形成时代、形成环境以及火山岩系源区性质还存在不同认识.（1）形成时代：①依据藻类化石将白银岩群时代厘定为震旦纪（甘肃地质调查院， 2003， 1∶25万兰州市幅说明书）；②根据矿区火山岩的Sm-Nd与Rb-Sr同位素定年，获得基性火山岩年龄为522.4~ 513.9 Ma，酸性火山岩年龄为539.5~502.5 Ma，形成时代划为早‒中寒武世（夏林圻等， 1998； 郭原生等， 2003）；③根据锆石U-Pb测年方法获得矿区白银岩群流纹岩与石英角斑岩年龄为471~446 Ma（Wang et al.， 2005； 何世平等， 2006； 杜泽忠， 2014），基性火山岩年龄为465.0±3.7 Ma（李向民等， 2009），将白银岩群时代厘定为早‒中奥陶世.（2）形成环境：有大陆裂谷环境（夏林圻等， 1995）和大洋岛弧、陆缘岛弧或岛弧裂谷环境（李向民等， 2009； 李莹等， 2009； 杜泽忠， 2014）两种认识.（3）双峰式火山岩成因：①基性火山岩的源区为富集地幔（李莹等， 2009）；②基性火山岩的源岩来自受到俯冲板片混染的地幔楔，酸性火山岩为基性岩浆结晶分离的产物，两者具有同源性（李向民等， 2009； 杜泽忠， 2014； 董凯， 2018）.上述争议在很大程度上制约了白银厂矿田的成矿规律研究以及区域找矿工作.此外，北祁连造山带由南部大洋蛇绿岩带（熬油沟‒玉石沟‒门源）和北部弧后盆地SSZ蛇绿岩带（九个泉‒扁都口‒老虎山）（夏林圻等，2016； 郭晶等， 2021）将其划分为岛弧杂岩带和弧后盆地.白银地区主要发育寒武纪裂谷火山‒沉积岩、奥陶纪陆源滨浅海碎屑岩和志留纪弧后盆地复理石（杜泽忠等， 2014），缺乏具有指示意义的蛇绿岩带，因此厘清白银岩群火山岩的形成时代与构造环境对于分析北祁连东段的构造演化历史具有重要意义.

笔者在《甘肃白银一带区域专项地质调查》项目中，针对白银厂及其外围二道湾‒大三道沟一带的白银岩群开展了野外地质调查、锆石U-Pb定年、Lu-Hf同位素以及岩石地球化学分析等研究，探讨了白银岩群火山岩系的形成时代、源区性质及其构造环境，为深入理解白银矿田的成矿背景以及进一步认识北祁连造山带的构造演化历史提供依据.

1 地质背景

研究区大地构造位置位于北祁连造山带东南缘（图1b）.主要出露的地层有寒武纪皋兰岩群（低绿片岩相单元）、黑茨沟组与香毛山组，奥陶纪阴沟群、中堡群和白银岩群，志留纪肮脏沟组，三叠纪五佛寺组、丁家窑组、西大沟组和南营儿组，白垩纪河口群以及第四系（图2）.前人将皋兰岩群时代厘定为中元古代（甘肃地质调查院， 2003， 1∶25万兰州市幅区调说明书），本次工作中将原元古代皋兰岩群划分为低绿片岩相与高绿片岩相（局部低角闪岩相）两个岩石地层单元，并认为其中的低绿片岩相单元形成于中寒武世（待发表）：寒武纪黑茨沟组和香毛山组都表现为强变形弱变质的火山‒碎屑岩建造，产出于大陆裂谷环境；奥陶系主要以火山碎屑岩与火山岩为主，可能形成于靠近陆缘的弧后盆地环境（董凯，2018）；志留系主要发育不同粒级的砂岩、泥板岩和千枚岩，属残留陆源海盆环境下的产物；三叠系则由海相环境转变为以河湖相为主的陆相环境，发育砾岩‒泥岩的一套碎屑岩建造组合；白垩系以杂色碎屑岩和泥砂岩为主，形成于炎热气候下的辫状河与滨浅湖环境.北祁连地层的构造环境变化响应了祁连山自早古生代以来不同的构造演化阶段，即新元古代‒早寒武世超大陆裂解阶段、寒武纪‒奥陶纪弧‒盆演化阶段、志留纪‒泥盆纪早期洋盆闭合与造山阶段（夏林圻等， 2016； 李向民等， 2018）.区内侵入岩零星分布于皋兰岩群低绿片岩相岩石地层单元之中，主要为加里东期岩浆活动的产物.受北祁连洋构造活动的影响，区内主干断裂带主要呈北西、北西西和北东向展布，总体控制着该区北西西向的构造格局.

2 火山岩岩相学特征

白银岩群主要分布于白银矿区、黑石山‒石青硐以及大三道沟等地，在白银厂矿区呈火山穹隆产出，在石青硐矿区呈条形构造块产出，为一套低绿片岩相的双峰式火山岩.白银岩群下岩段以火山‒沉积岩系为主，其中的酸性火山岩为主要的含矿岩系，层内岩石主要包括酸性熔岩、细碧岩、基性熔岩和凝灰岩，伴有少量凝灰质砂岩、条带状大理岩、硅质岩和次火山岩；白银岩群上岩段以变质碎屑岩、基性火山岩透镜体和大理岩为主（董凯， 2018）.本次在二道湾‒大三道沟一带对白银岩群下岩段进行了野外地质调查，岩性主要为火山熔岩、中酸性集块岩、凝灰岩以及凝灰质砂岩（图3），其中熔岩以流纹岩（图4a）和石英角斑岩为主，玄武岩和玄武安山岩次之，局部见枕状玄武岩，表现为流纹岩‒玄武岩组合.流纹岩类与玄武岩类的总比例约为3∶1，缺少中性火山岩的出露，具有SiO₂间断的特征.此外，酸性火山岩与基性火山岩紧密伴生（图4b），在灰黄色流纹岩中可见灰绿色玄武岩的出露，产状一致，显示双峰式火山岩特征.岩石受后期构造作用影响，劈理较为发育（图4c）.本次工作共采集了16件样品，其中2件为锆石U-Pb同位素样品，分别为白银厂矿区的石英角斑岩（20BY01）（GPS位置：104°14′23.29″E， 36°39′1.23″N）与实测剖面中的流纹岩（20EDW01）（GPS位置：103°57′47.69″E，36°39′53.21″N）；14件为全岩地球化学样品，采自剖面中的流纹岩（20EDW01）及其伴生玄武岩（20EDW04）.

石英角斑岩（图4d）呈斑状结构、块状构造，斑晶由石英与斜长石组成（15%）.石英斑晶粒径约 2 mm，为浑圆状或不规则状；斜长石斑晶呈半自形结构，粒径为0.25~1.50 mm，部分呈聚斑状产出.基质由石英与斜长石（75%）、绿帘石（5%）、绿泥石（3%）、白云母（2%）组成.石英与斜长石粒径<0.2 mm，呈他形粒状，部分可见半自形板状晶形；绿帘石呈半自形柱状，杂乱分布，部分集合体呈线纹状分布；绿泥石呈鳞片状，长轴定向排列；白云母呈鳞片状、片状少量分布.

流纹岩（图4e）为斑状结构，斑晶主要为长石及石英（15%~20%），长石多为斜长石，少量钾长石，其中斜长石为半自形板粒状、长粒状，粒径大小为0.04~0.62 mm，钾长石粒径、形态特征与斜长石基本一致，可见与石英交生特征.基质主要为长英质隐晶质（80%），零星分布少量云母、石英和不透明矿物.

玄武岩（图4f）呈间粒‒间片结构，块状构造，含少量斜长石斑晶（5%）.表现为斜长石杂乱分布构成三角空隙，其中充填片状绿泥石与粒状辉石.主要矿物为斜长石（25%）、绿泥石（60%）和少量辉石与不透明矿物.斜长石为板条状、板状，可见聚片双晶，半定向分布，部分可见交织状特征；绿泥石为不规则鳞片状，分布于斜长石形成的空隙间；辉石为粒状，与不透明粒状矿物杂乱分布于斜长石间.

3 测试分析方法

主微量元素测定由中国地质调查局西安地质调查中心自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室分析测试.主量元素分析仪器为荷兰帕纳科公司AxiosmAX-X荧光光谱仪，分析精度小于5%.微量和稀土元素分析仪器为美国赛默飞世尔电感耦合等离子体质谱仪（iCAP-RQ），分析精度小于10%.化学分析测试流程参考Chen et al.（2002）.

用于锆石年代学测试的样品在河北省地勘局廊坊实验室内完成处理，通过碎样、分选锆石，挑选晶形完好、无明显包裹体的颗粒用环氧树脂固定并抛光，在大量的透射和反射显微镜观察的辅助下，选择合适的样品进行了阴极发光研究.锆石原位U-Pb同位素定年和Hf同位素测定在自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成.在详细分析锆石环带特征及内部结构的基础上，挑选无裂隙、岩浆振荡环带发育的点位开展激光剥蚀等离子质谱 （LA-MC-ICP-MS）测试分析.锆石U-Pb同位素测定的激光剥蚀系统为GeoLas Pro，同时耦合加载Neptune Plus多接收ICP-MS和7700x四级杆ICP-MS进行.激光剥蚀束斑的直径为32 μm，激光剥蚀的样品气溶胶由氦气携带，然后通过T型接头与氩气合并，引入ICP-MS等离子体.经过平滑处理后，样气将分成两条，一条进入四极杆ICP-MS进行锆石U-Pb测年和微量元素分析，另一条进入多收集器ICP-MS进行Hf同位素分析后再加一点氮气（4 mL/min）改善灵敏度.锆石年龄以标准锆石91500作为外标，以GJ-1作为内标样品，元素含量以SRM610为外标，²⁹Si为内标元素.Lu-Hf同位素测定时使用国际标样GJ-1作为外标，本次实验测定获得GJ-1的¹⁷⁹Hf/¹⁷⁷Hf=0.282 002±0.000 016（n=9），这与学者推荐的参考值在误差范围内一致（Morel et al.， 2008）.使用GLITTER4.4计算微量元素浓度，U-Pb同位素比率和年龄，U-Pb谐和图绘制和加权平均计算使用 Isoplot 3.0完成（Vermeesch， 2018），使用内部软件Hfllow 4.0计算Hf同位素.仪器条件和数据采集程序的详细信息请参照Yuan et al.（2008）.

4 分析结果

4.1　锆石U-Pb定年

本次研究对白银岩群下岩组的石英角斑岩样品20BY01与流纹岩样品20EDW01进行了锆石U-Pb定年，石英角斑岩样品采集于白银厂矿区，流纹岩采集自白银厂外围二道湾北部地区（图2）.代表性锆石颗粒的CL图像、测点位置和相应的U-Pb年龄谐和图见图5，分析结果见表1.

石英角斑岩样品中的锆石长约100~150 μm，无色透明并呈长柱状，长宽比约1∶1~1∶2，阴极发光图像中可见细密的震荡环带发育（图5a）.Th含量变化为32×10^-6~388×10^-6，U含量变化为64×10^-6~476×10^-6，Th/U比值为0.3~1.0，显示为岩浆结晶锆石.样品共获得28个有效测点，均在谐和曲线附近，²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为473.0±1.7 Ma（MSWD=0.12）（图5b），年龄集中分布在476~ 469 Ma，表明石英角斑岩形成于早奥陶世晚期.

流纹岩中的锆石长约50~100 μm，无色透明并呈长柱或不规则粒状，阴极发光图像显示其较好的震荡环带结构（图5c）.Th含量变化为21×10^-6~666×10^-6，U含量变化为72×10^-6~716×10^-6，Th/U比值为0.1~1.5，平均值0.7，表明以岩浆成因锆石为主.样品共获得有效测点数据30个，有3颗锆石年龄为1 453~1 254 Ma，而Hf同位素平均地壳模式年龄（t _DM ^C）为1 721~1 459 Ma，表明较老的锆石可能为来自源区熔融残留的继承锆石.另外27个有效测点分布于谐和曲线附近（图5d），²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄为473.9±2.1 Ma（MSWD=0.24）（图5d），年龄集中分布于477~467 Ma之间，代表了该流纹岩形成于早奥陶世晚期.

4.2　锆石Hf同位素

在锆石U-Pb测年的基础上，本文对1件流纹岩样品进行了锆石原位Hf同位素分析，获得有效数据15个（图6a、附表1）.流纹岩样品的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄介于477~468 Ma，其¹⁷⁶Hf/¹⁷⁷Hf值变化于0.282 370~0.282 912之间，ε _Hf（t）值介于-4.14~14.78（图6b），多数为正值（10.18~14.78），仅2个测点为负值（-4.14和-0.05），对应Hf同位素模式年龄也较老（1 255 Ma和1 117 Ma）.锆石单阶段Hf亏损模式年龄介于1 255~494 Ma之间，平均地壳模式年龄为1 721~508 Ma，两阶段模式年龄介于1 707~505 Ma之间（图6c）.

4.3　全岩地球化学

4.3.1　主量元素

本文所获得的白银岩群流纹岩与玄武岩的地球化学数据见附表1和附表2.所有样品在火山岩TAS图解和Nb/Y-Zr/TiO₂图解上（图7a、7b）明显可分为流纹岩与玄武岩两类.玄武岩的6件样品具有较低的SiO₂含量（51.04%~51.68%）、Na₂O含量（2.77%~3.44%）和K₂O含量（0.14%~0.76%），Na₂O/K₂O比值在3~26之间（平均值14），莱特碱度率指数（AR）为1.24~1.32，显示贫钾富钠的特征，样品在K₂O-SiO₂图解上位于低钾拉斑系列区域（图7c）.玄武岩Al₂O₃含量（17.97%~18.87%）较高，TiO₂（1.11%~1.20%）与MnO（0.04%~0.06%）含量较低，MgO含量为3.86%~4.42%，Mg^#值（44.52~48.28）低于原生岩浆范围（Mg^#=68~75）（Wilson， 1989）；玄武岩固结指数（SI）为23.84~26.09，小于多数原生玄武岩浆（40），表明岩浆发生了一定的分异作用.流纹岩样品具有较高的

SiO₂（77.68%~80.91%）和Na₂O含量（4.35%~5.44%），较低的K₂O含量（0.07%~0.27%），Na₂O/K₂O比值在16~70之间，AR指数为2.20~2.67，显示富钠贫钾的特征，在K₂O-SiO₂图解上位于低钾拉斑系列区域（图7c）.此外，流纹岩具有较低的TiO₂含量（0.18%~0.22%）、Al₂O₃含量（9.49%~11.15%）和MgO含量（0.46%~0.63%），Mg^#值为39.17~42.44.其A/CNK值为0.85~0.95（<1），A/NK值为1.20~1.39，属于准铝质岩石（图7d）.

4.3.2　微量元素和稀土元素

玄武岩稀土总量 （∑REE）为79.0×10^-6~84.5×10^-6，平均为81.2×10^-6，明显高于洋中脊玄武岩（MORB）（39.1×10^-6），轻稀土元素（LREE）相对重稀土元素（HREE）轻度富集，LREE/HREE范围在3.60~3.92，（La/Yb）_N=2.97~3.21.样品无明显Eu负异常（δEu=0.85~0.90，平均值0.87），显示斜长石分离结晶作用不明显.在球粒陨石标准化稀土元素配分图中（图8a），整体表现为右倾型的配分模式，重稀土较为平坦.在原始地幔标准化微量元素蛛网图中（图8b），不相容元素Ba、Th、U相对富集，高场强元素（HFSE）Nb、Ta、P、Ti亏损，表现出岛弧玄武岩（IAB）的地球化学特征.流纹岩的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线基本一致，表现为轻稀土富集（LREE）、重稀土（HREE）亏损的右倾曲线（图8c）.稀土总量较低（32.10×10^-6~44.28×

10^-6），（La/Yb）_N比值介于2.26~4.53之间，平均为3.32，具有弱的负Eu异常（δEu=0.76~0.92）.在原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图8d）呈现出向右倾斜的“M”型多峰谷模式，不相容元素Rb、Th、U、La、Ce、Zr和Hf相对原始地幔富集，高场强元素（HSFE）Nb、Ta、Ti表现出明显的负异常.

5 讨论

5.1　白银岩群形成时代

祁连成矿带新元古代‒早古生代的构造演化历史主要分为4个阶段，在不同时代下构造环境与成矿作用明显不同（李向民等， 2018），因此有必要准确厘定白银厂铜多金属矿含矿岩系的形成时代，为成矿地质背景的研究提供依据.长久以来，白银岩群的时代划分主要存在震旦纪、早‒中寒武世和早‒中奥陶世三种认识，这直接影响了区域找矿方向和找矿效果.本次研究在野外调查的基础上，在白银厂区含矿岩系以及矿区外围的二道湾‒大三道沟一带分别采集了白银岩群下岩段的石英角斑岩与流纹岩样品，获得锆石²⁰⁶Pb/²³⁸U加权平均年龄分别为473.0±1.7 Ma（MSWD=0.12）与473.9±2.1 Ma（MSWD=0.24），可作为酸性火山岩的喷发年龄.结合近年来前人在白银岩群双峰式火山岩中获得的锆石U-Pb年龄为471~465 Ma（何世平等， 2006； 李向民等， 2009； 杜泽忠， 2014），认为白银岩群火山岩的形成时代为474~465 Ma，属于早奥陶世晚期‒中奥陶世早期，其中成矿作用开始于酸性火山作用晚期碎斑熔岩侵出和石英钠长斑岩体侵入后，结束于矿田大规模基性火山作用开始之前的火山作用相对宁静期（李向民等， 2018）.

5.2　岩石成因

5.2.1　玄武岩成因

玄武岩样品具有高Al₂O₃（18%~18.9%）、低K₂O（0.14%~0.76%）、低TiO₂（1.1%~1.2%）和低P₂O₅（0.16%~0.22%）特征，稀土元素REE分布型式近平坦，不相容元素Ba、Th、U等相对富集，高场强元素Nb、Ta、Ti明显亏损，Nb/La（~0.49）与Zr/Nb（~15.9）比值具有岛弧玄武岩的特征（Sun and McDonough， 1989），并且与夏林圻等（2016）划定的白银厂岛弧裂谷玄武岩较为吻合（图8b）.玄武岩样品具有较低的Mg^#值（45~48）和贫硅贫镁的特点（SiO₂=51.04%~51.68%， MgO₂=3.86%~4.43%），相容元素Cr（15×10^-6~19×10^-6）和Ni（8.0×10^-6~9.1×10^-6）含量也远低于原生玄武岩浆岩范围（Cr=300×10^-6~500×10^-6，Ni=300×10^-6~400×10^-6）（Hess， 1992），表明玄武岩经历了明显的橄榄石、单斜辉石等矿物的分离结晶作用，但无显的Eu负异常（δEu=0.85~0.90，平均值0.87），明显示斜长石分离结晶作用不明显.由于不相容元素比值受分离结晶作用影响较小，且在地幔部分熔融过程中只有很小的变化（许雅雯等， 2021），因此不相容元素（Nb、Ta、Yb等）的比值可以反映地幔物质的组成（Pearce and Parkinson， 1993），玄武岩样品的Nb/Zr比值（0.06）与亏损地幔较为接近，暗示岩浆源区可能为亏损的地幔.由于不同元素在不同的矿物中相容性不同，随着结晶作用的进行，元素的浓度会发生相应变化，Th、Nb、Ta、La等元素可以指示是否受到地壳混染，原始地幔的Th/Ta值在2.3左右，大陆地壳则通常大于10（Sun and McDonough， 1989），玄武岩样品的Th/Ta值为8.9~9.9.此外，（Th/Nb）_N值为6~6.31（>1），Nb/La值为0.47~0.50（<1），可见玄武岩明显受到了地壳混染（Kieffer et al.， 2004）.对于具有岛弧地球化学特征的岩浆岩，其形成通常与俯冲带关系密切，而俯冲带流体的注入往往导致岛弧玄武岩具有高Al₂O₃含量（>13%）、低TiO₂含量（<1.2%）、Nb负异常、低Ce/Pb值（2~10）和高Ba/Th值（>13）等特点（Edwards et al.， 1993），本次样品具有高Al₂O₃（18%~18.9%）、低TiO₂（1.1%~1.2%）、低Ce/Pb值（1.0~1.7）和高Ba/La值（6~27），并且Nb明显亏损，表明其受到了俯冲流体的改造.因此白银岩群玄武岩可能是受俯冲流体改造的亏损地幔部分熔融的产物，并在上升至地表的过程中受到地壳物质的同化混染作用.

5.2.2　流纹岩成因

白银岩群流纹岩具有高硅流纹岩的特征（SiO₂>70%），该类型流纹岩是大火成岩省和大陆岩浆弧的重要组成部分（Lee and Morton， 2015）.高硅流纹岩的形成主要来自无水和富水两个不同的母岩浆端元的结晶分异作用，其产生的流纹岩分别称为干热还原性流纹岩与湿冷氧化性流纹岩（Bachmann and Bergantz， 2008）.其中干热流纹岩FeO^T/MgO比值（>10）和稀土元素含量较高，δEu值较低，岩相学上晶体含量一般小于10%；湿冷流纹岩FeO^T/MgO比值（<10）和稀土元素含量较低，δEu值相对更高，晶体含量可达10%~45%（Deering et al.， 2010）.白银岩群流纹岩FeO^T/MgO比值为2.44~2.80、斑晶含量为15%~20%，稀土元素含量较低（ΣREE=32.1×10^-6~44.3×10^-6），并且稀土元素配分型式与湿冷流纹岩的特征较为相似（图8c）.因此，白银岩群流纹岩的地球化学特征和岩石组成类似于湿冷氧化性流纹岩，是富水母岩浆结晶分异的产物，并且该类型岩石与俯冲作用有关，如岛弧和活动大陆边缘（岑涛等， 2017）.

通常认为与玄武岩构成双峰式火山岩的流纹岩有两种成因：（1）流纹岩与玄武岩来自不同的母岩浆，流纹岩是由玄武质岩浆底侵诱发地壳物质部分熔融形成（Christiansen， 1984），这类流纹岩往往分布广泛（Cull et al.， 1991）；（2）流纹岩与玄武岩来自相同的幔源母岩浆，流纹岩经玄武岩分离结晶作用形成，其中含极少量或不含任何地壳物质，并且生成的流纹岩相比玄武岩要少得多（Geist et al.， 1995）.研究区白银岩群流纹岩分布面积广，并且SiO₂含量高达77.68%~80.91%，表明其不太可能单一的由玄武岩结晶分异形成，更可能来源于地壳物质的部分熔融.另一方面，流纹岩具有较低Cr（5.47×10^-6~24.10×10^-6）和Ni（4.68×10^-6~11.80×10^-6）含量，其更接近地壳来源（地壳Cr和Ni含量分别约为5.00×10^-6~33.00×10^-6和3.00×10^-6~39.00×10^-6； Lara et al.， 2017）.该样品Th/U值为2.39~3.02（平均值为2.73），Nb/Ta值为11.34~13.90（平均值为13.09），也显示壳源的特点，并可能有少量幔源物质的加入（下地壳Th/U值为3.80~6.00，原始地幔Th/U值为4.00，幔源岩浆Nb/Ta值为17.5±2，壳源岩浆Nb/Ta值为11.0~12.0； Gao et al.， 2004）.锆石Hf同位素被广泛应用到岩浆源区研究中，流纹岩样品的锆石Hf同位素变化范围较大，ε _Hf（t）值介于-4.14~14.78，这类不均一的Hf同位素成分可能源于亏损地幔与地壳的混合所致（Kemp et al.， 2007）.其中绝大多数锆石 ε _Hf（t）值较高，介于10.18~14.78之间，Hf两阶段年龄（795~505 Ma）与形成年龄有部分较为接近，此外有两颗锆石的ε _Hf（t）值为-4.14和-0.05，对应Hf两阶段年龄远大于其形成年龄（1 707 Ma和 1 447 Ma），揭示流纹岩的源区可能包含新生地壳与古老地壳物质（Griffin et al.， 2000； 吴福元等， 2007）.因此，白银岩群流纹岩与玄武岩具有不同的岩浆来源，其岩浆主要来自地壳物质部分熔融形成的酸性岩浆，并可能有少量底侵的幔源玄武质岩浆的加入.

5.3　构造环境

火山块状硫化物矿床主要受古老地壳拉张作用控制，其形成环境可划分为扩张中心和岛弧/陆缘弧两种，前者一般形成于大洋中脊环境，以铜或铜‒锌矿化的塞浦路斯型矿床为主，后者构造环境更为复杂，包括大陆裂谷、岛弧裂谷到弧后盆地等构造环境，含矿围岩以双峰式火山岩为主.关于白银厂白银岩群含矿岩系形成的构造环境一直存在不同认识：①板内大陆裂谷环境（夏林圻等， 1998）；②大洋岛弧环境（李莹等， 2009）；③陆缘岛弧环境（郭原生等， 2003； 杜泽忠， 2014）；④岛弧裂谷环境（李向民等， 2009； 董凯， 2018），与日本黑矿同为岛弧基础上发展起来的裂谷环境（Ishizuka et al.， 2015）.

双峰式火山岩是拉张环境背景条件下的产物，可形成于大陆裂谷环境、洋岛、大陆拉张减薄环境、洋内岛弧、弧后盆地、成熟岛弧以及造山后拉张环境等（Pearce et al.， 1992）.白银岩群流纹岩属高硅流纹岩，是岩浆弧的重要组成部分（Lee and Morton， 2015），其中不相容元素（Rb、Th、U）富集、高场强元素（Nb、Ta、P和Ti）亏损和Eu负异常，显示岛弧火山岩的特点.此外，湿冷氧化性流纹岩主要与俯冲作用有关，如岛弧和活动大陆边缘（岑涛等， 2017），表明白银岩群流纹岩有可能形成于岛弧环境.白银岩群基性火山岩表现出低Ti、富集不相容元素（Ba、Th和U）、亏损高场强元素（Nb、Ta和Ti）的特征.La/Nb可作为划分不同构造环境玄武岩的指标，通常洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩和大洋玄武岩的La/Nb<1.4，岛弧玄武岩的La/ Nb>1.4（Condie， 1999），白银岩群玄武岩的La/Nb=1.98~2.12，显示岛弧玄武岩的特征，并且其Yb（2.68×10^-6~2.96×10^-6）、Ta（0.49×10^-6~0.56×10^-6）以及Ta/Yb值（0.17~0.19）与板块俯冲有关的岛弧火山岩的元素特征基本一致（Yb<5×10^-6，Ta<1×10^-6，Ta/Yb<0.5；Condie， 1999）.在Hf/3-Th-Ta与2Nb-Zr/4-Y构造环境判别图解中（图9a、9b），样品表现为火山弧玄武岩的特征，在Th/Yb-Ta/Yb图解中，玄武质熔岩的成分点均落入岛弧钙碱性玄武岩之中（图9c）.而在Zr/Y-Zr构造判别图解中（图9d），玄武岩样品则落入MORB与板内玄武岩之中，说明玄武岩形成时期构造环境已开始转变为拉张环境，结合其具有岛弧火山岩的特点，白银岩群玄武岩的形成可能与成熟岛弧的初始裂谷化有关.在岛弧裂谷化的早期阶段，裂谷拉张轴捕获了岛弧岩浆，使得此时喷发的熔岩在成分上与正常岛弧熔岩十分相似（夏林圻等， 2003）.通常岛弧环境下形成的双峰式火山岩被认为是岛弧裂谷开始向早期弧后盆地转换的标志（Marsaglia， 1995），岛弧的裂谷化将构造背景从挤压转变为拉张，引起Y含量升高，白银岩群玄武岩Y含量为23×10^-6~26×10^-6，TiO₂含量为1.1%~1.2%（成熟岛弧Y<20×10^-6，TiO₂<0.6%；弧后扩张区Y>20×10^-6，TiO₂>1%；夏林圻等， 2003）.此外，白银岩群火山岩被认为是永登石灰沟典型岛弧火山岩系向东部的延伸，并将两者作为北祁连岛弧杂岩带的代表性火山岩（夏林圻等， 2016；李向民等， 2018）.

结合区域地质背景可知，寒武纪‒奥陶纪时期北祁连洋发生俯冲，地幔楔部分熔融形成白银厂地区的岛弧型火山岩浆（董凯， 2018），随着岛弧继续伸展拉张，底辟上隆的软流圈地幔在绝热降压和消减带流体作用下发生部分熔融，上升的地幔物质与地壳组分发生混染并诱发地壳部分熔融，形成双峰式火山岩.因此，白银岩群火山岩可能是岛弧向弧后盆地演化过程中岛弧裂谷的产物.

5.4　北祁连洋的俯冲极性

白银岩群的形成时代为473~465 Ma，恰好为北祁连早古生代洋盆俯冲的时间（520~445 Ma），但对于其俯冲方向一直存在争议.前人（夏林圻等，2016；张海瑞等，2019）研究发现北祁连东段出露有弧花岗岩与同碰撞花岗岩，它们记录了洋壳俯冲、闭合以及板块碰撞等构造演化信息.北祁连东段具有3条特征的岩浆岩带，自南向北分别为岛弧火山岩带（永登‒白银）、与弧后盆地有关的弧花岗岩带（毛藏寺‒老虎山‒屈吴山）以及同碰撞花岗岩带（黄羊河‒裴家营‒宝积山）（图1b）.岛弧火山岩带以白银岩群火山岩（473~465 Ma）和永登石灰沟地区的岛弧玄武岩（466 Ma；夏林圻等， 2016）为代表.与弧后盆地有关的弧花岗岩带包括雷公山石英闪长岩（453 Ma；Yu et al.， 2015）、老虎山石英闪长岩（440 Ma；张海瑞等， 2019）、宝积山花岗岩（466 Ma；Chen et al.， 2015）和米屈山花岗岩 （466 Ma；秦海鹏等， 2014），这类花岗岩的形成可能与祁连洋自SW往NE向华北板块之下俯冲（Wu et al.， 2011）、引发老虎山等地的弧后盆地岩浆活动有关（王金荣等， 2006； 秦海鹏等， 2014； 张海瑞等， 2019）.同碰撞花岗岩带主要包括毛藏寺花岗闪长岩（424 Ma）、黄羊河A型花岗岩 （402 Ma）（熊子良等， 2012）、裴家营花岗闪长岩（440 Ma；张海瑞等， 2019）、宝积山花岗闪长岩（434 Ma；Chen et al.， 2015）和屈吴山花岗闪长岩（430 Ma；Chen et al.， 2016）.因此，在区域空间尺度上，北祁连东段三条岩浆岩带由南向北近乎平行的分布以及形成时间上的递进关系，意味着早古生代北祁连大洋岩石圈更可能是向北俯冲.

6 结论

（1）通过对白银岩群石英角斑岩与流纹岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，获得酸性火山岩的形成时代为473.0±1.7 Ma与473.9±2.1 Ma，可作为火山岩喷发年龄，结合前人研究成果，白银岩群的形成时代为早奥陶世晚期‒中奥陶世早期.

（2）白银岩群玄武岩属亚碱性低钾拉斑系列，可能是受俯冲流体改造的亏损地幔部分熔融，并在岩浆上升过程中与地壳混染的产物；白银岩群流纹岩具有湿冷氧化性流纹岩特征，与玄武岩具有不同的岩浆来源，其岩浆可能来自地壳物质的部分熔融，并混入了少量幔源物质.

（3）结合北祁连区域地质背景以及白银岩群火山岩的岩石地球化学研究成果，认为白银岩群形成于岛弧向弧后盆地过渡的环境，是早奥陶世北祁连洋向北俯冲的产物.

参考文献

[1] Bachmann, O., Bergantz, G. W., 2008. Rhyolites and Their Source Mushes across Tectonic Settings. Journal of Petrology, 49(12): 2277-2285. https://doi.org/10.1093/petrology/egn068

[2] Cen, T., Li, W.X., Tao, J.H., et al., 2017. Geochronology, Geochemistry and Zircon Hf Isotope for Banshi and Caifang Volcanic Rocks from Southern Jiangxi Province and Their Geological Implications. Geotectonica et Metallogenia, 41(5): 933-949 (in Chinese with English abstract).

[3] Chen, F.K., Siebel, W., Satir, M., et al., 2002. Geochronology of the Karadere Basement (NW Turkey) and Implications for the Geological Evolution of the Istanbul Zone. International Journal of Earth Sciences, 91(3): 469-481. https://doi.org/10.1007/s00531-001-0239-6

[4] Chen, S., Niu, Y. L., Sun, W. L., et al., 2015. On the Origin of Mafic Magmatic Enclaves (MMEs) in Syn-Collisional Granitoids: Evidence from the Baojishan Pluton in the North Qilian Orogen, China. Mineralogy and Petrology, 109(5): 577-596. https://doi.org/10.1007/s00710-015-0383-5

[5] Chen, S., Niu, Y. L., Li, J. Y., et al., 2016. Syn-Collisional Adakitic Granodiorites Formed by Fractional Crystallization: Insights from Their Enclosed Mafic Magmatic Enclaves (MMEs) in the Qumushan Pluton, North Qilian Orogen at the Northern Margin of the Tibetan Plateau. Lithos, 248-251: 455-468. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.01.033

[6] Christiansen, R.L., 1984. Yellowstone Magmatic Evolution: Its Bearing on Understanding Large-Volume Explosive Volcanism. In: Jr Boyd, F. R., ed., Explosive Volcanism: Inception, Evolution and Hazards. National Academy Press, Washington, D.C..

[7] Condie, K. C., 1999. Mafic Crustal Xenoliths and the Origin of the Lower Continental Crust. Lithos, 46(1): 95-101. https://doi.org/10.1016/s0024-4937(98)00056-5

[8] Cull, J. P., O’Reilly, S. Y., Griffin, W. L., 1991. Xenolith Geotherms and Crustal Models in Eastern Australia. Tectonophysics, 192(3-4): 359-366. https://doi.org/10.1016/0040-1951(91)90109-6

[9] Deering, C. D., Gravley, D. M., Vogel, T. A., et al., 2010. Origins of Cold-Wet-Oxidizing to Hot-Dry-Reducing Rhyolite Magma Cycles and Distribution in the Taupo Volcanic Zone, New Zealand. Contributions to Mineralogy and Petrology, 160(4): 609-629. https://doi.org/10.1007/s00410-010-0496-0

[10] Dong, K., 2018. Petrogenic, Metallogenetic Environment and Its Exploration Significance in Baiyinchang Copper Deposit, Gansu Province (Dissertation). China University of Geosciences, Wuhan (in Chinese with English abstract).

[11] Du,Z.Z., 2014. Research on Mineralization of the Baiyinchang Copper Multimetal Field, Gansu Province, China (Dissertation). China University of Geosciences, Beijing (in Chinese with English abstract).

[12] Edwards, C. M. H., Morris, J. D., Thirlwall, M. F., 1993. Separating Mantle from Slab Signatures in Arc Lavas Using B/Be and Radiogenic Isotope Systematics. Nature, 362(6420): 530-533. https://doi.org/10.1038/362530a0

[13] Gao, S., Rudnick, R. L., Yuan, H. L., et al., 2004. Recycling Lower Continental Crust in the North China Craton. Nature, 432(7019): 892-897. https://doi.org/10.1038/nature03162

[14] Geist, D., Howard, K. A., Larson, P., 1995. The Generation of Oceanic Rhyolites by Crystal Fractionation: The Basalt-Rhyolite Association at Volcán Alcedo, Galápagos Archipelago. Journal of Petrology, 36(4): 965-982. https://doi.org/10.1093/petrology/36.4.965

[15] Griffin, W. L., Pearson, N. J., Belousova, E., et al., 2000. The Hf Isotope Composition of Cratonic Mantle: LAM-MC-ICPMS Analysis of Zircon Megacrysts in Kimberlites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 64(1): 133-147. https://doi.org/10.1016/s0016-7037(99)00343-9

[16] Guo, J., Li, Y.S., Zhang, J.X., et al., 2021. Formation Age and Tectonic Environment of Shuidongxia Ophiolite in North Qilian Mountains. Earth Science, 46(5): 1644-1656 (in Chinese with English abstract).

[17] Guo, Y.S., Wang, J.R., Fu, S.M., et al., 2003. Geochemical Constraints on the Genesis and Source Characteristics of Early and Middle Cambrian Acid Volcanic Rocks in Baiyinchang Ore Field, Gansu Province. Journal of Lanzhou University (Natural Sciences), 39(5): 95-100 (in Chinese with English abstract).

[18] He, S.P., Wang, H.L., Chen, J.L., et al., 2006. A LA- ICP-MS U-Pb Chronological Study of Zircons from Meta-Acidic Volcanics in Baiyin Orefield, Gansu Province: New Evidence for Metallogenic Age of Baiyin Type Massive Sulfide Deposits. Mineral Deposits, 25(4): 401-411 (in Chinese with English abstract).

[19] Hess, P. C., 1992. Phase Equilibria Constraints on the Origin of Ocean Floor Basalts. In: Morgan, J. P., Blackman, D. K., Sinton, J. M., eds., Mantle Flow and Melt Generation at Mid-Ocean Ridges. American Geophysical Union, Washington, D. C., 67-102. https://doi.org/10.1029/gm071p0067

[20] Irvine, T. N., Baragar, W. R. A., 1971. A Guide to the Chemical Classification of the Common Volcanic Rocks. Canadian Journal of Earth Sciences, 8(5): 523-548. https://doi.org/10.1139/e71-055

[21] Ishizuka, O., Taylor, R. N., Geshi, N., et al., 2015. Progressive Mixed-Magma Recharging of Izu-Oshima Volcano, Japan: A Guide to Magma Chamber Volume. Earth and Planetary Science Letters, 430: 19-29. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2015.08.004

[22] Kemp, A. I. S., Hawkesworth, C. J., Foster, G. L., et al., 2007. Magmatic and Crustal Differentiation History of Granitic Rocks from Hf-O Isotopes in Zircon. Science, 315(5814): 980-983. https://doi.org/10.1126/science.1136154

[23] Kieffer, B., Arndt, N., Lapierre, H., et al., 2004. Flood and Shield Basalts from Ethiopia: Magmas from the African Superswell. Journal of Petrology, 45(4): 793-834. https://doi.org/10.1093/petrology/egg112

[24] Lara, P., Oyhantçabal, P., Dadd, K., 2017. Post- Collisional, Late Neoproterozoic, High-Ba-Sr Granitic Magmatism from the Dom Feliciano Belt and Its Cratonic Foreland, Uruguay: Petrography, Geochemistry, Geochronology, and Tectonic Implications. Lithos, 277: 178-198. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2016.11.026

[25] Lee,C.T.A., Morton,D.M., 2015. High Silica Granites: Terminal Porosity and Crystal Settling in Shallow Magma Chambers. Earth and Planetary Science Letters, 409: 225-231.

[26] Li, X.M., Ma, Z.P., Sun, J.M., et al., 2009. A LA-ICP-MS Chronological Study of Basic Volcanics in Baiyin Orefield, Gansu, China. Geological Bulletin of China, 28(7): 901-906 (in Chinese with English abstract).

[27] Li, X.M., Yu, J.Y., Wang, G.Q., et al., 2018.Late Neoproterozoic to Early Paleozoic Volcanism and Iron- Copper Polyme-Tallic Mineralization of the Qilian Mountain. Geological Bulletin of China, 37(4): 693-703 (in Chinese with English abstract).

[28] Li, Y., Fu, G.M., Miao, Q., et al., 2009. Geochemical Characteristics and Tectonic Setting of Intermediate- Basic Volcanic Rocks in Baiyin Area, Gansu Province. Journal of Lanzhou University (Natural Sciences), 45(S1): 55-60 (in Chinese with English abstract).

[29] Liao, F.Y., Chen, W., Cao, X.F., et al., 2020. Petrogenesis and Forming Environment of Monzonitic Granite in Yushishan Nb-Ta Mining Area, Akesai, Gansu Province: Evidences from Chronology and Geochemistry. Earth Science, 45(12): 4589-4603 (in Chinese with English abstract).

[30] Maniar, P. D., Piccoli, P. M., 1989. Tectonic Discrimination of Granitoids. Geological Society of America Bulletin, 101(5): 635-643. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1989)1010635: tdog>2.3.co;2

[31] Marsaglia, K.M., 1995. Interarc and Back-Arc Basin. In: Busby, C.J., Ingersoll, R.V., eds., Tectonics of Sedimentary Basins. Blackwell Science, Cambridge, 299-329.

[32] Meschede,M., 1986. A Method of Discriminating between Different Types of Mid-Ocean Ridge Basalts and Continental Tholeiites with the Nb-Zr-Y Diagram. Chemical Geology, 56(3-4): 207-218. https://doi.org/10.1016/0009-2541(86)90004-5

[33] Morel,M.L.A., Nebel,O., Nebel-Jacobsen,Y.J., et al. 2008. Hafnium Isotope Characterization of the GJ-1 Zircon Reference Material by Solution and Laser-Ablation MC-ICPMS. Chemical Geology, 255(1-2): 231-235. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2008.06.040

[34] Pearce, J.A., 1982. Trace Element Characteristics of Lavas from Destructive Plate Boundaries. John Wiley and Sons, Chichester, 525-548.

[35] Pearce, J. A., Parkinson, I. J., 1993. Trace Element Models for Mantle Melting: Application to Volcanic Arc Petrogenesis. Geological Society of London Special Publications, 76(1): 373-403. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1993.076.01.19

[36] Pearce, J. A., van der Laan, S. R., Arculus, R. J., et al., 1992. Boninite and Harzburgite from ODP Leg 125 (Bonin-Mariana Forearc): A Case Study of Magma Genesis during the Initial Stages of Subduction. Proceedings of the Ocean Drilling Program Scientific Results, 125: 623-659. https://doi.org/10.2973/odp.proc.sr.125.172.1992

[37] Peccerillo, A., Taylor, S. R., 1976. Geochemistry of Eocene Calc-Alkaline Volcanic Rocks from the Kastamonu Area, Northern Turkey. Contributions to Mineralogy and Petrology, 58(1): 63-81. https://doi.org/10.1007/BF00384745

[38] Qin, H.P., Wu, C.L., Wang, C.S., et al., 2014. LA-ICP-MS Zircon U-Pb Dating and Geochemical Characteristics of High Sr / Y-Type Granite from Xigela, Eastern Qilian Area. Acta Petrologica Sinica, 30(12): 3759-3771 (in Chinese with English abstract).

[39] Sun, S. S., McDonough, W. F., 1989. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. In: Saunders, A.D., Norry, M.J., eds., Magmatism in Oceanic Basins. Geological Society, London, Special Publications, 42(1): 313-345. https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1989.042.01.19

[40] Tatsumi,Y., Eggins,S.M., 1995. Subduction Zone Magmatism. Blackwell Science, Cambridge.

[41] Turner, S., Foden, J., George, R., et al., 2003. Rates and Processes of Potassic Magma Evolution beneath Sangeang Api Volcano, East Sunda Arc, Indonesia. Journal of Petrology, 44(3): 491-515. https://doi.org/10.1093/petrology/44.3.491

[42] Vermeesch, P., 2018. IsoplotR: A Free and Open Toolbox for Geochronology. Geoscience Frontiers, 9(5): 1479-1493. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2018.04.001

[43] Wang, C.Y., Zhang, Q., Qian, Q., et al., 2005. Geochemistry of the Early Paleozoic Baiyin Volcanic Rocks (NW China): Implications for the Tectonic Evolution of the North Qilian Orogenic Belt. The Journal of Geology, 113(1): 83-94. https://doi.org/10.1086/425970

[44] Wang, J.R., Wu, C.J., Cai, Z.H., et al., 2006. Early Paleozoic High-Mg Adakite from Yindongliang in the Eastern Section of the North Qilian: Implications for Geodynamics and Cu-Au Mineralization. Acta Petrologica Sinica, 22(11): 2655-2664 (in Chinese with English abstract).

[45] Winchester, J. A., Floyd, P. A., 1977. Geochemical Discrimination of Different Magma Series and Their Differentiation Products Using Immobile Elements. Chemical Geology, 20: 325-343. https://doi.org/10.1016/0009-2541(77)90057-2

[46] Wilson, M., Wilson, B., 1989. Igneous Petrogenesis: A Global Tectonic Approach. Unwin Hyman, London. https://doi.org/10.1007/978-94-010-9388-0

[47] Wood, D. A., 1980. The Application of a Th-Hf-Ta Diagram to Problems of Tectonomagmatic Classification and to Establishing the Nature of Crustal Contamination of Basaltic Lavas of the British Tertiary Volcanic Province. Earth and Planetary Science Letters, 50(1): 11-30. https://doi.org/10.1016/0012-821X(80)90116-8

[48] Wu, C. L., Gao, Y. H., Frost, B. R., et al., 2011. An Early Palaeozoic Double-Subduction Model for the North Qilian Oceanic Plate: Evidence from Zircon SHRIMP Dating of Granites. International Geology Review, 53(2): 157-181. https://doi.org/10.1080/00206810902965346

[49] Wu, C.L., Xu, X.Y., Gao, Q.M., et al., 2010. Frost RB and Wooden JL.2010.Early Palaezoic Grranitoid Magmatism and Tectonic Evolution in North Qilian, NW China. Acta Petrologica Sinica, 26(4): 1027-1044 (in Chinese with English abstract).

[50] Wu, F.Y., Li, X.H., Zheng, Y.F., et al., 2007. Lu-Hf Isotopic Systematics and Their Applications in Petrology. Acta Petrologica Sinica, 23(2): 185-220 (in Chinese with English abstract).

[51] Xia, L.Q., Li, X.M., Yu, J.Y., et al., 2016. Mid-Late Neoproterozoic to Early Paleozoic Volcanism and Tectonic Evolution of the Qilian Mountain. Geology in China, 43(4): 1087-1138 (in Chinese with English abstract).

[52] Xia, L.Q., Xia, Z.C., Xu, X.Y., 1995. Dynamics of Tectonic-Volcanic Magma Evolution in North Qilian Mountains. Northwest Geoscience, (1): 1-28 (in Chinese).

[53] Xia, L.Q., Xia, Z.C., Xu, X.Y., 1998. Early Palaeozoic Mid-Ocean Ridge-Ocean Island and Back-Arc Basin Volcanism in the North Qilian Mountains. Acta Geologica Sinica, 72(4): 301-312 (in Chinese with English abstract).

[54] Xia, L.Q., Xia, Z.C., Xu, X.Y., 2003. Magmagenesis of Ordovician Back-Arc Basins in the Northern Qilian Mountains. Geology in China, 30(1): 48-60 (in Chinese with English abstract).

[55] Xiong, Z.L., Zhang, H.F., Zhang, J., 2012. Petrogenesis and Tectonic Implications of the Maozangsi and Huangyanghe Granitic Intrusions in Lenglongling Area, the Eastern Part of North Qilian Mountains, NW China. Earth Science Frontiers, 19(3): 214-227 (in Chinese with English abstract).

[56] Xu, Y.W., Li, C.D., Zhao, L.G., et al., 2021. Bimodal Volcanic Rocks of Dingyuan Formation on the Northern Margin of Dabie Belt: A Witness of Late Neoproterozoic Rifting Event. Earth Science, 46(8): 2732-2750 (in Chinese with English abstract).

[57] Yu, S. Y., Zhang, J. X., Qin, H. P., et al., 2015. Petrogenesis of the Early Paleozoic Low-Mg and High-Mg Adakitic Rocks in the North Qilian Orogenic Belt, NW China: Implications for Transition from Crustal Thickening to Extension Thinning. Journal of Asian Earth Sciences, 107: 122-139. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2015.04.018

[58] Yuan, H. L., Gao, S., Dai, M. N., et al., 2008. Simultaneous Determinations of U-Pb Age, Hf Isotopes and Trace Element Compositions of Zircon by Excimer Laser-Ablation Quadrupole and Multiple-Collector ICP-MS. Chemical Geology, 247(1-2): 100-118. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2007.10.003

[59] Zhang, H.R., Zhao, J.L., Yu, H.Y., 2019. Petrogenesis and Tectonic Implications of the Laohushan Quartz Diorite from the Eastern Part of North Qilian Orogen, NW China. Geological Journal of China Universities, 25(5): 641-653 (in Chinese with English abstract).

基金资助

陕西省自然科学面上基金项目(2023-JC-YB-274)

国家自然科学青年基金项目(41802133)

中国地质调查局项目(DD20221636)