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摘 要：聚源岩体主体以花岗岩、碱长花岗岩、富石英花岗岩等为主，锆石U-Pb同位素年龄为（237.7±2.3） Ma、（232.4±4.1） Ma，为中三叠世侵入岩。SiO2含量71.72%～77.87%，Al2O3含量12.45%～14.38%，全碱（Na2O+K2O）含量4.97%～8.50%，里特曼指数σ为0.71～2.24，为高钾钙碱性岩石系列;稀土元素总量25.65×10-6～209.19×10-6;稀土元素标准化分布曲线显示，轻稀土元素富集、重稀土元素相对亏损，负铕异常呈较为显著的右倾型分布模式;岩石富Al，K，而Nb，Ta，Ti亏损，LILE富集;暗示该中三叠世酸性侵入岩属增生弧，为同造山晚期或后造山花岗岩类。说明在中三叠世，洋壳俯冲基本结束，但侵入岩及构造仍然受到俯冲板块、地壳下部及软流圈的影响。
关键词：北山;中生代;侵入岩;增生弧
北山地区地处西伯利亚、哈萨克斯坦和塔里木三大板块汇集部位，区内前寒武纪和古生代地层出露广泛，构造形迹复杂，侵入岩发育[1];具有漫长的地质演化历史和复杂的造山带结构构造图案，为一多旋回复合造山带，是了解中亚地区古大陆构造演化历史的重要窗口[2]。北山侵入岩以加里东期及海西期为主，研究较为充分，区域造山过程与金属成矿作用主要发生在古生代[3-4]。而海西晚期及燕山期由于分布范围较为有限、以往识别程度较低等因素，研究相对滞后。近年来，随着地质研究的不断深入，在新疆-甘肃交界处的北山地区多个中生代侵入岩与矿床被发现，引起了人们的关注[5-10]，如花牛山、大泉、长流水、白峡尼山、金场沟、小西宫等。岩石成因类型主要为高分异“I”型、“A”型花岗岩，岩浆起源于伸展背景下幔源岩浆的底侵（受到混染改造的富集地幔）导致的年轻地壳物质（可能为早期洋壳和岛弧建造）重熔。而对北山地区中生代侵入岩的认识存在不同的观点，有学者认为属造山背景[5，11]，也有观点认为北山地区存在印支运动[12]，还有研究认为是太平洋构造域演化产物[13]。虽然这些中生代岩体规模有限，但多与钨、钼、金、铅等矿床相关，如东戈壁钼矿、白山钼矿、花黑山钼矿、金场沟金（钼）矿等[14]。通过对这些酸性侵入岩的研究，可为北山地区中生代时期构造演化史及钨、钼、金、铅等矿床的矿床成因研究提供支持。本次在新疆-甘肃交界处新识别出了聚源中三叠世侵入岩，通过对其岩石地球化学及U-Pb同位素年龄分析研究，可为今后北山地区中生代构造演化及相关金属矿床的成因提供新的证据支持。
1 地质背景
北山造山带位于新疆-甘肃交汇处，地处中亚造山带南缘，塔里木、哈萨克斯坦与华北古板块交汇部，区内发育多条蛇绿混杂岩带，构造行迹复杂。研究区以红柳河-洗肠井蛇绿岩带为界划分为两个Ⅱ级构造单元，北为哈萨克斯坦板块，南为塔里木板块;由北向南划分为5个Ⅲ级构造单元：雀儿泉弧、黑鹰山-旱山弧、马鬃山地块、双鹰山-花牛山弧、石板山弧（图1-b）[15-19]。地层属塔里木-南疆地层大区，中南天山-北山地层区，红柳河地层分区，穹塔格地层小区，与甘肃境内相比，出露地层缺失晚古生代地层，主要为蓟县系平头山组及寒武系双鹰山组。平头山组主要为一套碳酸盐岩夹碎屑岩组合，岩性为石英岩、白云石大理岩、大理岩等;双鹰山组为一套硅质岩夹有变质碎屑岩建造，呈NNW向带状分布，与平头山组为断层接触，受断裂构造影响，发生较强的韧性变形。研究区侵入岩分布广泛，以海西期中酸性岩为主，卷入有塔里木板块结晶基底残块，岩性以花岗闪长岩、二长花岗岩为主，零星分布有小的中基性岩基。研究区附近分布有M1033铁矿，平台山、方山口磷矾矿，主要赋矿层位为下寒武统双鹰山组。
2 样品特征及测试方法
2.1 样品特征
本次研究在聚源一带采集同位素测年样2件（18TW6-01、18TW6-02），全岩分析样品7件（18QY6-01～18QY6-07），采样位置见图1-a。岩石薄片定名为绢云母化二云二长花岗岩（绿帘石化、绢云母化）、二云花岗岩等，矿物普遍具轻微的变质重结晶作用（图2-a，b），动力变质作用明显，个别岩石已变质为斜长浅粒岩，表面呈浅灰或浅肉红色，中细粒重结晶结构，镜下石英呈他形粒状，具波状消光，粒径约0.05～0.5 mm。长石呈板状，双晶不发育，粒径约0.5 mm。长石基本具强烈绢云母化，绢云母呈細小鳞片状，具鲜艳干涉色，粒径约0.02 mm。白云母呈片状，单片光下无色，闪突起明显，一组解理，粒径0.075 mm。黑云母呈片状，单偏光下显褐-黄褐色，多色性明显，一组解理，粒径约0.025～0.1 mm。绿泥石未见明显晶型，单片光下黄绿色，正交光下显靛蓝色异常干涉色，粒径约0.125 mm。金属矿物呈六面体，不透明至半透明，粒径约0.025 mm（图2-c）。
2.2 测试方法
锆石微量元素含量和U-Pb同位素定年在西安兆年矿物测试技术有限公司LA-ICP-MS实验室完成。激光剥蚀系统为New Wave UP213，ICP-MS为Agilent 7500ce。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。每个时间分辨分析数据包括大约10 s的空白信号和40 s的样品信号。对分析数据的离线处理（包括对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Glitter 4.4完成。
U-Pb同位素定年中采用锆石标准91 500作外标进行同位素分馏校正。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91 500的变化，采用线性内插的方式进行了校正。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3完成。锆石微量元素含量利用参考标样NIST610玻璃作为多外标、Si作内标的方法进行定量计算。这些USGS玻璃中元素含量的推荐值据GeoReM数据库。 3 地球化学特征
3.1 主量元素
主量元素分析结果见表1。SiO2含量71.72%～77.87%，属酸性岩类;Al2O3含量12.45%～14.38%，铝饱和指数（A/CNK）在1.03～2.42之间，A/NK值1.19～2.57，虽均属过铝质岩石系列，但变化范围较大，兼具“I”型与“S”型花岗岩特征;Na2O含量0.24%～4.20%，变化较大，其中两个样品Na2O含量小于1%，分别为0.24%和0.89%，其余均在3.3%以上，K2O含量2.98%～4.73%;全堿（Na2O+K2O）含量4.97%～8.50%，里特曼指数σ在0.71～2.24，平均1.65，属钙碱性岩石系列;碱度率AR在2.06～3.86。从QAP图解中可看出（图3-a），7件样品中有4件落入“3a”区内，属花岗岩，1件落入“1”区，属富石英花岗岩，2件样品中落入“2”区，属碱长花岗岩。在SiO2-AR图解中（图3-b），样品均落入“6”区内，属花岗岩。在SiO2-K2O图解中均显示为高钾钙碱性岩石系列。
3. 2 稀土元素
聚源岩体稀土元素特征见表2。稀土元素总量为25.65×10-6～209.19×10-6，变化区间较大，平均107.18×10-6，而SiO2含量较高，反衬稀土元素较为亏损;LREE值为20.72×10-6～203.36×10-6，HREE值为4.93×10-6～34.86×10-6，轻重稀土比为2.94～34.86，轻稀土富集较强烈;（La/Yb）N值为2.18～63.70，轻重稀土比分异明显;岩石δEu值为1.05～0.20，其中2件样品，δEu值分别为0.96、0.97，属正常型，说明在岩浆分离结晶过程中，未能形成大量斜长石的晶体晶出;另有3件样品δEu值介于0.66～0.77，说明在岩浆分离结晶过程中，有少量斜长石的晶体析出;剩余2件样品δEu值为0.26、0.29，具较强烈的Eu负异常，暗示岩浆在形成过程中存在斜长石的分离结晶作用或源区有残留斜长石。从稀土元素标准化分布曲线图中可看出（图4-a），岩石具轻稀土富集，重稀土相对亏损，负铕异常较为显著的右倾型分布模式，这与典型岛弧、火山弧环境下钙碱性、酸性火成岩的特征相似。聚源岩体相对富集Th，U，La，Ce，Nd，Hf等元素，亏损Ba，Nb，Sr，P，Ti等元素，显示正常岛弧火山岩特征（图4-b）。
4 同位素测年
本次在聚源地区采集2件U-Pb同位素定年样品，样品薄片鉴定岩性分别为云英岩化霏细斑岩（18TW6-01）、细粒二长花岗岩（18TW6-02）。所采样品中锆石颗粒在反光和投射光下大多为无色或浅黄褐色，半透明状，部分颗粒边部略有磨圆，包裹体较多，呈暗色不透明状，锆石长宽比为1∶1～3∶1，锆石颗粒普遍为自形晶、长轴状，长轴为100～300 μm，裂隙较少，其中18TW6-01样品锆石晶型较差，锆石颗粒较小。在阴极发光图中（图5），锆石环带为酸性岩特有的环带，且Th/U大于0.1，说明为典型的岩浆型锆石[20-21]。本次所采两个样品Pb206/U238年龄分别为（237.7±2.3） Ma，（232.4±4.1） Ma（图6，7、表3），将其解释为酸性岩的结晶年龄。在18TW6-01、18TW6-02均存在残留体形成的继承锆石，年龄区间为2 600～380 Ma不等（图6-c，7-c），推测古老结晶基底及古生代残留体的继承年龄。
5 岩石成因及形成机制讨论
从Rb-Y+Nb构造环境判别图中可看出（图8-a），7个样品点中4个点落入同碰撞环境中，1个点落入火山弧环境，2个位于两种环境界线附近，总体上属同碰撞环境;SiO2-Al2O3图解显示（图9-a），6个样品属造山期后花岗岩类，仅1个样品属弧岩火山环境;R1-R2图解显示（图9-b），3件样品属晚造山期花岗岩，2件样品属同碰撞花岗岩（“S”型），另有两件样品由于R1值大于3 000，未在图面上显示，推断该侵入岩为晚造山期或造山期后花岗岩。在Na2O-K2O岩石类型判别图中（图8-b），除2件样品因Na2O含量偏低，未在图中显示外，3件样品落入“I”型花岗岩区，1件样品位于“A”型花岗岩区，1件样品位于其两者界线附近，属“I-A”型花岗岩，“A”型花岗岩特征不显著。此外，有两件样品的Na2O含量小于1，未在图上显示，Na2O含量的变化巨大，可从侧面说明花岗岩物源的复杂性。在“A”型花岗岩FeOT/MgO vs Zr+Nb+Ce+Y判别图中（图10-b），4个点均不属于“A”型花岗岩，3个数据因FeOT/MgO小于1，未能在图面上显示。在10 000Ga/Al-Ce图解中可看出（图10-a），所有样品均属“I”型或“S”型花岗岩，而未落入“A”型花岗岩区。综上，研究区花岗岩属晚造山期或造山期后“I”型花岗岩，不具“A”型花岗岩特征。
本次研究发现，聚源岩体具分布面积有限，以酸性侵入岩为主，岩石组分具有明显的不均一性：Na2O变化范围大、微量元素含量变化大、δEu值变化幅度大、同位素年龄显示有较多的继承锆石，岩石类型以高钾钙碱性“I”型岩石系列为主，富Al，K，而Nb，Ta，Ti亏损，LILE富集等特征，显示出增生弧的岩石特点[22]。增生弧是指在增生造山过程中，形成于增生楔之上的岩浆弧。近年来，广大学者对北山造山带的构造演化提出了多种模型，有多旋回“手风琴”式模式，经过了多期裂解-汇聚-碰撞作用[2，23-26];还有多岛洋模式，经过多岛洋、多块体拼合作用[5，27-30]。有学者认为，北山南部洋盆闭合于志留纪末-泥盆纪初[24，26，31-32];也有观点认为，早二叠世的洋壳俯冲依然未结束，古亚洲洋中段可能于晚二叠世或更晚通过俯冲在北山南部最终闭合[15，33]，说明北山古生代构造多样且复杂。结合本次研究的花岗岩属晚造山期或造山期后“I”型花岗岩的特点，中三叠世为后碰撞（或碰撞晚期）的挤压环境，是形成增生弧的理想环境。因此，认为在中三叠世洋壳俯冲基本结束，但侵入岩及构造特征仍受到俯冲板块、地壳下部及软流圈之间相互挤压的影响。 6 结论
（1） 在新疆-甘肃交界处新发现聚源中生代酸性侵入岩，锆石U-Pb同位素年龄为（237.7±2.3） Ma，（232.4±4.1） Ma。
（2） 岩石类型以高钾钙碱性“I”型岩石系列为主，岩石组分具明显的不均一性，岩石富Al，K，而Nb，Ta，Ti亏损，LILE富集，暗示该中三叠世酸性侵入岩属增生弧，属同造山晚期或后造山花岗岩类。说明在中三叠世，洋壳俯冲基本结束，但仍然受到俯冲板块、地壳下部及软流圈的影響。
参考文献
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关键词：北山;中生代;侵入岩;增生弧
北山地区地处西伯利亚、哈萨克斯坦和塔里木三大板块汇集部位，区内前寒武纪和古生代地层出露广泛，构造形迹复杂，侵入岩发育[1];具有漫长的地质演化历史和复杂的造山带结构构造图案，为一多旋回复合造山带，是了解中亚地区古大陆构造演化历史的重要窗口[2]。北山侵入岩以加里东期及海西期为主，研究较为充分，区域造山过程与金属成矿作用主要发生在古生代[3-4]。而海西晚期及燕山期由于分布范围较为有限、以往识别程度较低等因素，研究相对滞后。近年来，随着地质研究的不断深入，在新疆-甘肃交界处的北山地区多个中生代侵入岩与矿床被发现，引起了人们的关注[5-10]，如花牛山、大泉、长流水、白峡尼山、金场沟、小西宫等。岩石成因类型主要为高分异“I”型、“A”型花岗岩，岩浆起源于伸展背景下幔源岩浆的底侵（受到混染改造的富集地幔）导致的年轻地壳物质（可能为早期洋壳和岛弧建造）重熔。而对北山地区中生代侵入岩的认识存在不同的观点，有学者认为属造山背景[5，11]，也有观点认为北山地区存在印支运动[12]，还有研究认为是太平洋构造域演化产物[13]。虽然这些中生代岩体规模有限，但多与钨、钼、金、铅等矿床相关，如东戈壁钼矿、白山钼矿、花黑山钼矿、金场沟金（钼）矿等[14]。通过对这些酸性侵入岩的研究，可为北山地区中生代时期构造演化史及钨、钼、金、铅等矿床的矿床成因研究提供支持。本次在新疆-甘肃交界处新识别出了聚源中三叠世侵入岩，通过对其岩石地球化学及U-Pb同位素年龄分析研究，可为今后北山地区中生代构造演化及相关金属矿床的成因提供新的证据支持。
1 地质背景
北山造山带位于新疆-甘肃交汇处，地处中亚造山带南缘，塔里木、哈萨克斯坦与华北古板块交汇部，区内发育多条蛇绿混杂岩带，构造行迹复杂。研究区以红柳河-洗肠井蛇绿岩带为界划分为两个Ⅱ级构造单元，北为哈萨克斯坦板块，南为塔里木板块;由北向南划分为5个Ⅲ级构造单元：雀儿泉弧、黑鹰山-旱山弧、马鬃山地块、双鹰山-花牛山弧、石板山弧（图1-b）[15-19]。地层属塔里木-南疆地层大区，中南天山-北山地层区，红柳河地层分区，穹塔格地层小区，与甘肃境内相比，出露地层缺失晚古生代地层，主要为蓟县系平头山组及寒武系双鹰山组。平头山组主要为一套碳酸盐岩夹碎屑岩组合，岩性为石英岩、白云石大理岩、大理岩等;双鹰山组为一套硅质岩夹有变质碎屑岩建造，呈NNW向带状分布，与平头山组为断层接触，受断裂构造影响，发生较强的韧性变形。研究区侵入岩分布广泛，以海西期中酸性岩为主，卷入有塔里木板块结晶基底残块，岩性以花岗闪长岩、二长花岗岩为主，零星分布有小的中基性岩基。研究区附近分布有M1033铁矿，平台山、方山口磷矾矿，主要赋矿层位为下寒武统双鹰山组。
2 样品特征及测试方法
2.1 样品特征
本次研究在聚源一带采集同位素测年样2件（18TW6-01、18TW6-02），全岩分析样品7件（18QY6-01～18QY6-07），采样位置见图1-a。岩石薄片定名为绢云母化二云二长花岗岩（绿帘石化、绢云母化）、二云花岗岩等，矿物普遍具轻微的变质重结晶作用（图2-a，b），动力变质作用明显，个别岩石已变质为斜长浅粒岩，表面呈浅灰或浅肉红色，中细粒重结晶结构，镜下石英呈他形粒状，具波状消光，粒径约0.05～0.5 mm。长石呈板状，双晶不发育，粒径约0.5 mm。长石基本具强烈绢云母化，绢云母呈細小鳞片状，具鲜艳干涉色，粒径约0.02 mm。白云母呈片状，单片光下无色，闪突起明显，一组解理，粒径0.075 mm。黑云母呈片状，单偏光下显褐-黄褐色，多色性明显，一组解理，粒径约0.025～0.1 mm。绿泥石未见明显晶型，单片光下黄绿色，正交光下显靛蓝色异常干涉色，粒径约0.125 mm。金属矿物呈六面体，不透明至半透明，粒径约0.025 mm（图2-c）。
2.2 测试方法
锆石微量元素含量和U-Pb同位素定年在西安兆年矿物测试技术有限公司LA-ICP-MS实验室完成。激光剥蚀系统为New Wave UP213，ICP-MS为Agilent 7500ce。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。每个时间分辨分析数据包括大约10 s的空白信号和40 s的样品信号。对分析数据的离线处理（包括对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Glitter 4.4完成。
U-Pb同位素定年中采用锆石标准91 500作外标进行同位素分馏校正。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91 500的变化，采用线性内插的方式进行了校正。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3完成。锆石微量元素含量利用参考标样NIST610玻璃作为多外标、Si作内标的方法进行定量计算。这些USGS玻璃中元素含量的推荐值据GeoReM数据库。 3 地球化学特征
3.1 主量元素
主量元素分析结果见表1。SiO2含量71.72%～77.87%，属酸性岩类;Al2O3含量12.45%～14.38%，铝饱和指数（A/CNK）在1.03～2.42之间，A/NK值1.19～2.57，虽均属过铝质岩石系列，但变化范围较大，兼具“I”型与“S”型花岗岩特征;Na2O含量0.24%～4.20%，变化较大，其中两个样品Na2O含量小于1%，分别为0.24%和0.89%，其余均在3.3%以上，K2O含量2.98%～4.73%;全堿（Na2O+K2O）含量4.97%～8.50%，里特曼指数σ在0.71～2.24，平均1.65，属钙碱性岩石系列;碱度率AR在2.06～3.86。从QAP图解中可看出（图3-a），7件样品中有4件落入“3a”区内，属花岗岩，1件落入“1”区，属富石英花岗岩，2件样品中落入“2”区，属碱长花岗岩。在SiO2-AR图解中（图3-b），样品均落入“6”区内，属花岗岩。在SiO2-K2O图解中均显示为高钾钙碱性岩石系列。
3. 2 稀土元素
聚源岩体稀土元素特征见表2。稀土元素总量为25.65×10-6～209.19×10-6，变化区间较大，平均107.18×10-6，而SiO2含量较高，反衬稀土元素较为亏损;LREE值为20.72×10-6～203.36×10-6，HREE值为4.93×10-6～34.86×10-6，轻重稀土比为2.94～34.86，轻稀土富集较强烈;（La/Yb）N值为2.18～63.70，轻重稀土比分异明显;岩石δEu值为1.05～0.20，其中2件样品，δEu值分别为0.96、0.97，属正常型，说明在岩浆分离结晶过程中，未能形成大量斜长石的晶体晶出;另有3件样品δEu值介于0.66～0.77，说明在岩浆分离结晶过程中，有少量斜长石的晶体析出;剩余2件样品δEu值为0.26、0.29，具较强烈的Eu负异常，暗示岩浆在形成过程中存在斜长石的分离结晶作用或源区有残留斜长石。从稀土元素标准化分布曲线图中可看出（图4-a），岩石具轻稀土富集，重稀土相对亏损，负铕异常较为显著的右倾型分布模式，这与典型岛弧、火山弧环境下钙碱性、酸性火成岩的特征相似。聚源岩体相对富集Th，U，La，Ce，Nd，Hf等元素，亏损Ba，Nb，Sr，P，Ti等元素，显示正常岛弧火山岩特征（图4-b）。
4 同位素测年
本次在聚源地区采集2件U-Pb同位素定年样品，样品薄片鉴定岩性分别为云英岩化霏细斑岩（18TW6-01）、细粒二长花岗岩（18TW6-02）。所采样品中锆石颗粒在反光和投射光下大多为无色或浅黄褐色，半透明状，部分颗粒边部略有磨圆，包裹体较多，呈暗色不透明状，锆石长宽比为1∶1～3∶1，锆石颗粒普遍为自形晶、长轴状，长轴为100～300 μm，裂隙较少，其中18TW6-01样品锆石晶型较差，锆石颗粒较小。在阴极发光图中（图5），锆石环带为酸性岩特有的环带，且Th/U大于0.1，说明为典型的岩浆型锆石[20-21]。本次所采两个样品Pb206/U238年龄分别为（237.7±2.3） Ma，（232.4±4.1） Ma（图6，7、表3），将其解释为酸性岩的结晶年龄。在18TW6-01、18TW6-02均存在残留体形成的继承锆石，年龄区间为2 600～380 Ma不等（图6-c，7-c），推测古老结晶基底及古生代残留体的继承年龄。
5 岩石成因及形成机制讨论
从Rb-Y+Nb构造环境判别图中可看出（图8-a），7个样品点中4个点落入同碰撞环境中，1个点落入火山弧环境，2个位于两种环境界线附近，总体上属同碰撞环境;SiO2-Al2O3图解显示（图9-a），6个样品属造山期后花岗岩类，仅1个样品属弧岩火山环境;R1-R2图解显示（图9-b），3件样品属晚造山期花岗岩，2件样品属同碰撞花岗岩（“S”型），另有两件样品由于R1值大于3 000，未在图面上显示，推断该侵入岩为晚造山期或造山期后花岗岩。在Na2O-K2O岩石类型判别图中（图8-b），除2件样品因Na2O含量偏低，未在图中显示外，3件样品落入“I”型花岗岩区，1件样品位于“A”型花岗岩区，1件样品位于其两者界线附近，属“I-A”型花岗岩，“A”型花岗岩特征不显著。此外，有两件样品的Na2O含量小于1，未在图上显示，Na2O含量的变化巨大，可从侧面说明花岗岩物源的复杂性。在“A”型花岗岩FeOT/MgO vs Zr+Nb+Ce+Y判别图中（图10-b），4个点均不属于“A”型花岗岩，3个数据因FeOT/MgO小于1，未能在图面上显示。在10 000Ga/Al-Ce图解中可看出（图10-a），所有样品均属“I”型或“S”型花岗岩，而未落入“A”型花岗岩区。综上，研究区花岗岩属晚造山期或造山期后“I”型花岗岩，不具“A”型花岗岩特征。
本次研究发现，聚源岩体具分布面积有限，以酸性侵入岩为主，岩石组分具有明显的不均一性：Na2O变化范围大、微量元素含量变化大、δEu值变化幅度大、同位素年龄显示有较多的继承锆石，岩石类型以高钾钙碱性“I”型岩石系列为主，富Al，K，而Nb，Ta，Ti亏损，LILE富集等特征，显示出增生弧的岩石特点[22]。增生弧是指在增生造山过程中，形成于增生楔之上的岩浆弧。近年来，广大学者对北山造山带的构造演化提出了多种模型，有多旋回“手风琴”式模式，经过了多期裂解-汇聚-碰撞作用[2，23-26];还有多岛洋模式，经过多岛洋、多块体拼合作用[5，27-30]。有学者认为，北山南部洋盆闭合于志留纪末-泥盆纪初[24，26，31-32];也有观点认为，早二叠世的洋壳俯冲依然未结束，古亚洲洋中段可能于晚二叠世或更晚通过俯冲在北山南部最终闭合[15，33]，说明北山古生代构造多样且复杂。结合本次研究的花岗岩属晚造山期或造山期后“I”型花岗岩的特点，中三叠世为后碰撞（或碰撞晚期）的挤压环境，是形成增生弧的理想环境。因此，认为在中三叠世洋壳俯冲基本结束，但侵入岩及构造特征仍受到俯冲板块、地壳下部及软流圈之间相互挤压的影响。 6 结论
（1） 在新疆-甘肃交界处新发现聚源中生代酸性侵入岩，锆石U-Pb同位素年龄为（237.7±2.3） Ma，（232.4±4.1） Ma。
（2） 岩石类型以高钾钙碱性“I”型岩石系列为主，岩石组分具明显的不均一性，岩石富Al，K，而Nb，Ta，Ti亏损，LILE富集，暗示该中三叠世酸性侵入岩属增生弧，属同造山晚期或后造山花岗岩类。说明在中三叠世，洋壳俯冲基本结束，但仍然受到俯冲板块、地壳下部及软流圈的影響。
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