蓋永升 劉良 康磊 楊文強(qiáng) 廖小瑩 王亞偉

GAI YongSheng，LIU Liang＊＊，KANG Lei，YANG WenQiang，LIAO XiaoYing and WANG YaWei

大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系，西安 710069

State Key Laboratory of Continental Dynamics，Department of Geology，Northwest University，Xi’an 710069，China

2014-10-16 收稿，2015-07-10 改回.

1 引言

大洋斜長花崗巖最早是由Coleman and Peterman (1975)提出，認(rèn)為它是由洋中脊的玄武質(zhì)巖漿于低壓條件下在結(jié)晶分異的晚期形成的。進(jìn)一步的研究表明，產(chǎn)于蛇綠巖中的斜長花崗巖主要可分為以下幾種成因類型:1)在洋中脊由地幔玄武質(zhì)巖漿在低壓條件下結(jié)晶分異形成;2)輝長巖的部分熔融;3)拉斑玄武質(zhì)巖漿演化過程中發(fā)生不混溶作用形成;4)遭受熱液蝕變的巖墻等發(fā)生部分熔融形成(Coleman and Donato，1979;Aldiss，1981;Flagler and Spray，1991;Pallister and Knight，1981;Koepke et al.，2007)。其中，許多學(xué)者研究認(rèn)為，洋殼在遭受熱液流體的蝕變及下部巖漿房熱的共同作用下發(fā)生部分熔融是斜長花崗巖的重要形成機(jī)制(Brophy and Pu，2012;France et al.，2010;Gillis and Coogan，2002;Koepke et al.，2004，2005，2007)。此外，也有研究發(fā)現(xiàn)蛇綠巖中的花崗質(zhì)巖石還可以是俯沖帶環(huán)境下洋殼俯沖到一定深度(＞60km)時發(fā)生部分熔融形成的，此類花崗巖多具有埃達(dá)克巖的特征(李武顯和李獻(xiàn)華，2003;劉敦一等，2003);當(dāng)大洋巖石圈仰沖到大陸巖石圈之上時，其下的大陸沉積物發(fā)生部分熔融形成花崗質(zhì)巖漿侵位到洋殼中也可以成為蛇綠巖的一部分(Jafri et al.，1995;李武顯和李獻(xiàn)華，2003)。雖然蛇綠巖中的花崗質(zhì)巖石所占比例很少(＜10%)，但通過研究這些花崗巖的具體成因，對探討蛇綠巖帶的形成與演化具有重要意義。

紅柳溝-拉配泉蛇綠混雜巖帶是阿爾金造山帶的重要組成部分。近年來，前人對紅柳溝-拉配泉一帶出露的蛇綠巖進(jìn)行了大量的研究，取得了一系列成果。郭召杰等(1998)獲得阿北半鄂博輝長巖的Sm-Nd 等時線年齡為829Ma，但張旗和周慶國(2001)認(rèn)為其所采巖石并非蛇綠巖的成員;劉良(1999)通過對該區(qū)變玄武巖與枕狀玄武巖進(jìn)行研究，認(rèn)為其分別具有洋中脊和洋島玄武巖的特征，并得出其Sm-Nd 等時線年齡分別為508 ±41Ma ～512 ±30Ma 及524 ±44Ma;車自成等(2002)獲得貝克灘洋島玄武巖Sm-Nd 等時線年齡為534Ma;修群業(yè)等(2007)通過對阿北恰什坎薩依溝中枕狀玄武巖進(jìn)行研究，獲得其單顆粒鋯石TIMS U-Pb 年齡為448.6±3.3Ma;楊經(jīng)綏等(2002，2008)對紅柳溝蛇綠巖進(jìn)行了巖相學(xué)研究，發(fā)現(xiàn)了一套代表洋中脊環(huán)境的席狀巖墻群，并得出蛇綠巖中輝長巖SHRIMP 年齡為479 ±8Ma。最近，高曉峰等(2012)在紅柳溝西緣發(fā)現(xiàn)了一套斜長花崗巖，其鋯石U-Pb 年齡為512.1 ±1.5Ma，認(rèn)為該斜長花崗巖形成于洋殼運(yùn)移過程中含水條件下的部分熔融，其年齡可以代表紅柳溝-拉配泉有限洋盆中蛇綠巖的年齡。而前人通過對區(qū)內(nèi)花崗質(zhì)巖石進(jìn)行研究，得出其侵入體時代跨度在500 ～431Ma之間(陳宣華等，2003;吳才來等，2005，2007;陸松年等，2009;康磊等，2011)，結(jié)合北阿爾金藍(lán)片巖和榴輝巖491 ～513Ma 的白云母、鈉云母Ar-Ar 年齡(張建新等，2007)，認(rèn)為北阿爾金洋盆經(jīng)歷了513 ～481Ma 的洋殼俯沖及474 ～431Ma 的碰撞及碰撞后伸展階段(吳才來等，2005，2007;戚學(xué)祥等，2005;康磊等，2011;韓鳳彬等，2012)。雖然現(xiàn)今普遍認(rèn)為北阿爾金蛇綠巖的形成年代為中寒武世，但蛇綠巖本身可以形成于洋盆演化的不同階段，從洋盆初始裂解到洋盆關(guān)閉的晚期(Dilek and Furnes，2014)，因此，目前關(guān)于北阿爾金紅柳溝-拉配泉洋盆的確切開啟時代仍然沒有統(tǒng)一的認(rèn)識。本文通過對發(fā)現(xiàn)于北阿爾金恰什坎薩依剖面南端的斜長花崗巖進(jìn)行巖石學(xué)、鋯石U-Pb 年代學(xué)、地球化學(xué)及同位素方面的研究，結(jié)合蝕變輝綠巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)，擬深入探討該斜長花崗巖的成因類型及其和蝕變輝綠巖所反映的構(gòu)造意義，為北阿爾金蛇綠巖以及紅柳溝-拉配泉洋盆的形成時限提供進(jìn)一步的約束。

2 區(qū)域地質(zhì)背景及樣品巖石學(xué)特征

阿爾金造山帶位于青藏高原東北緣，地處塔里木盆地與柴達(dá)木盆地之間。從北至南可將阿爾金造山帶分為四個構(gòu)造單元(圖1a):阿北地塊(主要為古元古-新太古代角閃巖至麻粒巖相變質(zhì)雜巖)、紅柳溝-拉配泉蛇綠混雜巖帶、米蘭河-金雁山地塊(主要為古元古界變質(zhì)巖、大理巖及新元古界厚層疊層石灰?guī)r組成)以及南阿爾金俯沖碰撞雜巖帶(劉良等，1999;許志琴等，1999;Zhang et al.，2001)。其中南阿爾金俯沖碰撞雜巖帶又可劃分為南阿爾金高壓-超高壓變質(zhì)帶以及阿帕-茫崖蛇綠構(gòu)造混雜巖帶(劉良等，2009;楊文強(qiáng)等，2012)。

圖1 阿爾金造山帶地質(zhì)構(gòu)造簡圖(a)和北阿爾金巴什考供地區(qū)地質(zhì)簡圖(b)(據(jù)康磊等，2011 修編)Fig.1 Simplified geological maps of Altyn Tagh orogen (a)and North Altyn Tagh ophiolite belt (b)(modified after Kang et al.，2011)

紅柳溝-拉配泉蛇綠混雜巖帶是北阿爾金一條重要的近東西向構(gòu)造帶(圖1b)，寬約20km，主要由蛇綠巖，深海、半深海碎屑巖，碳酸鹽巖、淺變質(zhì)火山巖以及HP/LT 變質(zhì)巖組成。其中蛇綠巖主要包括輝長巖、基性-超基性巖脈或巖墻、枕狀玄武巖、細(xì)碧巖以及硅質(zhì)巖、凝灰?guī)r等，具有過渡型洋中脊玄武巖及洋島玄武巖的性質(zhì)(劉良，1999;車自成等，2002;楊經(jīng)綏等，2002，2008);變質(zhì)巖出露于貝殼灘東側(cè)，主要包括HP/LT 副變質(zhì)藍(lán)片巖及含硬柱石榴輝巖，多呈透鏡體狀就位于俯沖增生雜巖中(車自成等，1995;劉良等，1999;張建新等，2007);花崗巖體多呈帶狀分布于蛇綠混雜巖帶南北兩側(cè)，研究表明其形成與洋殼俯沖、陸陸碰撞及碰撞后伸展等構(gòu)造環(huán)境有關(guān)(吳才來等，2005，2007;戚學(xué)祥，2005;康磊等，2011)。

本次樣品采于紅柳溝蛇綠混雜巖帶南緣，采樣點(diǎn)GPS 坐標(biāo)為39°3.026＇N，90°32.725＇E。野外觀察斜長花崗巖巖體呈灰白色，呈不規(guī)則脈狀和透鏡體狀產(chǎn)出于蝕變輝綠巖中，花崗巖體內(nèi)部可見蝕變輝綠巖捕虜體(圖2a，b)。斜長花崗巖為細(xì)?；◢徑Y(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造(圖2c)。主要礦物有斜長石(50% ～55%)，石英(35% ～40%)，碳酸鹽礦物(5%)，少量的綠泥石以及其他副礦物如磷灰石、鋯石、綠簾石等。斜長石為牌號An ＜5 的鈉長石，局部有綠簾石化，粒徑多介于0.5～1mm 之間;石英為不規(guī)則粒狀，粒徑小于長石，介于0.2 ～0.5mm 之間;巖石中的碳酸鹽礦物多呈脈狀沿礦物裂隙侵入(圖2c)。

圖2 斜長花崗巖及圍巖蝕變輝綠巖野外產(chǎn)狀以及顯微巖石學(xué)照片(a)斜長花崗巖呈透鏡體狀和不規(guī)則脈狀與圍巖蝕變輝綠巖接觸;(b)斜長花崗巖中的蝕變輝綠巖捕虜體;(c)斜長花崗巖顯微鏡下主要礦物組成;(d)蝕變輝綠巖中發(fā)育石英脈與碳酸鹽脈;(e)蝕變輝綠巖中的殘余輝石和發(fā)育的石英細(xì)脈與碳酸鹽細(xì)脈;(f)蝕變輝綠巖中的殘余輝綠結(jié)構(gòu). Cpx-單斜輝石;Pl-斜長石;Chl-綠泥石;Ep-綠簾石;Q-石英;Cc-方解石Fig.2 Field occurrence and microtextures of plagiogranite and altered diabase for North Altyn Tagh(a)contact relationship between plagiogranite and altered diabase;(b)the diabase xenolith in the plagiogranite;(c)main mineral assemblage in the plagiogranite;(d)quartz and calcite veins in the altered diabase;(e)residual of clinpyroxene and veins of quartz or calcite in the altered diabase;(f)diabasic texture in the altered diabase. Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Chl-chlorite; Epepidote;Q-quartz;Cc-calcite

蝕變輝綠巖主要礦物組合為斜長石(30% ～35%)、輝石(5% ～10%)、綠簾石(15% ～20%)、綠泥石(20% ～25%)、石英(5% ～10%)、碳酸鹽礦物(5%)及其它副礦物如磷灰石、鈦鐵礦、金紅石等。蝕變輝綠巖中的輝石多數(shù)已經(jīng)退變?yōu)榫G泥石和綠簾石(圖2d，e)，在部分退變顆粒內(nèi)部可見具有斜消光特征的單斜輝石殘余(圖2e);綠簾石鏡下呈現(xiàn)不規(guī)則粒狀或柱狀;石英呈他形粒狀分布，同時巖石內(nèi)部發(fā)育有一定量的石英細(xì)脈以及碳酸鹽細(xì)脈(圖2d，e);蝕變輝綠巖中斜長石顆粒粒徑介于0.2 ～1mm，常呈自形程度較好的長條狀，綠泥石、綠簾石及其中殘存的輝石呈粒狀或短柱狀充填于斜長石組成的格架中，呈現(xiàn)出輝綠結(jié)構(gòu)的特征(圖2f)。

3 樣品處理與分析方法

鋯石的分離挑選工作在河北廊坊誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成，其他所有測試分析工作均在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。全巖主量元素分析在XRF(Rugaku RIX 2100)儀上測定，微量元素分析在Elan 6100 DRC 型ICP-MS上完成，樣品測試中用標(biāo)樣AVG-1、BHVO-1 以及BCR-2 進(jìn)行監(jiān)控。進(jìn)行斜長花崗巖鋯石同位素研究時，首先在雙目鏡顯微鏡下對分離出來的鋯石進(jìn)行挑選，選出結(jié)晶好、無裂隙及包裹體的鋯石，固定于環(huán)氧樹脂之上并拋光至鋯石顆粒露出一半。鋯石的陰極發(fā)光(CL)分析在裝有Mono CL3 +陰極發(fā)光裝置系統(tǒng)的場發(fā)射掃描電鏡上完成，而U-Pb 年齡測定及微量元素分析均在連接Geolas 2005 激光剝蝕系統(tǒng)的Agilient 7500a 型ICP-MS 上進(jìn)行。測定過程中激光剝蝕斑束直徑為30μm，在測定時每5 個測點(diǎn)測定一次91500、GJ-1 以及NIST 610。數(shù)據(jù)處理運(yùn)用ICPMSDataCal 8.9 程序，以標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500 作外標(biāo)進(jìn)行同位素比值分餾矯正，元素濃度矯正以NIST 610 為外標(biāo)，Si 為內(nèi)標(biāo)。鋯石年齡諧和圖及加權(quán)平均年齡的繪制運(yùn)用Isoplot(ver3.0)。鋯石原位Lu-Hf 同位素測定與U-Pb 年齡運(yùn)用同一套剝蝕系統(tǒng)，測定過程在Nu Plasma(Wrexham，UK)多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICPMS)上完成。分析過程中激光束斑直徑為44μm，Hf 同位素測點(diǎn)點(diǎn)位的選取標(biāo)準(zhǔn)為與U-Pb 年齡點(diǎn)位重合或其旁點(diǎn)性相近處。鋯石具體分析及數(shù)據(jù)處理方法見Yuan et al.(2008)。斜長花崗巖的Sr、Nd、Pb 同位素分析在西北大學(xué)大陸動力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室的同位素室中進(jìn)行，用AG50WX8(200 ～400 mesh)、HDEHP(自制)和AG1-X8(200 ～400mesh)離子交換樹脂對Sr、Nd、Pb 同位素進(jìn)行分離，并在多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICPMS，NuPlasma HR，Nu Instruments，Wrexham，UK)上采用靜態(tài)模式測試。測試過程中，Nd 同位素標(biāo)樣為La Jolla，用146Nd/144Nd=0.7219 校正儀器的質(zhì)量分餾;Sr 同位素國際標(biāo)樣為NBS 987，用86Sr/88Sr=0.1194 校正儀器的質(zhì)量分餾;Pb 同位素比值采用外部加入NBS 997 Tl至分離后的樣品中，并利用205Tl/203Tl=2.3872 來校正儀器的質(zhì)量分餾，同時用NBS 981 進(jìn)行外部校正。

4 分析結(jié)果

4.1 樣品全巖主微量地球化學(xué)特征

4.1.1 斜長花崗巖

結(jié)合主微量元素(表1)可以看出，斜長花崗巖(12A-30)SiO2含量較高，多介于77.08% ～78.29%之間，個別樣品顯示低的SiO2含量(70.42%和74.77%)并同時具有高的CaO含量和高的燒失量，可能與這些巖石發(fā)育碳酸鹽巖細(xì)脈有關(guān)(如圖2c);斜長花崗巖Al2O3含量較低，介于9.51% ～11.75%之間;Na2O 含量高，最高可達(dá)6.35%，K2O 含量很低，變化范圍為0.12% ～0.50%，K2O/Na2O=0.02 ～0.09;MgO 含量低(0.08% ～0.42%)，Mg#=37 ～43。在FeOT/MgO-SiO2(圖3a)以及AFM 圖解上(圖3b)，巖石均落入鈣堿性區(qū)域。

表1 斜長花崗巖和蝕變輝綠巖全巖主量(wt%)、微量(×10 -6)Table 1 Analyses data of major elements (wt%)and trace elements (×10 -6)of plagiogranite and altered diabase

圖3 斜長花崗巖FeOT/MgO-SiO2 圖解(a，據(jù)Miyashiro，1974)和AFM 圖解(b，據(jù)Irvine and Baragar，1971;部分熔融實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)引自France et al.，2010)Fig.3 FeOT/MgO-SiO2 plot (a，after Miyashiro，1974)and AFM plot (b，after Irvine and Baragar，1971;data of partial melting from France et al.，2010)of plagiogranite

圖4 斜長花崗巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分圖(a)及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)洋脊斜長花崗巖及Troodos 斜長花崗巖數(shù)據(jù)據(jù)Pearce et al.，1984;另附高曉峰等(2012)數(shù)據(jù)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive-mantle normalized spider diagram (b)of plagiogranite (normalization values after Sun and McDonough，1989)Data of ocean ridge plagiogranite and Troodos plagiogranite are after Pearce et al. (1984)，while data of plagiogranite from Gao et al. (2012)are attached

斜長花崗巖的稀土配分表現(xiàn)出LREE 輕微富集的特點(diǎn)(圖4a)，∑REE =80.15 ×10-6～104.1 ×10-6，(La/Yb)N=1.91 ～3.63，其中(La/Sm)N=1.57 ～2.81，(Gd/Lu)N=0.88～0.94，稀土分餾不明顯，存在Eu 負(fù)異常，δEu = 0.68 ～0.73。在全巖原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖4b)，富集Th、U 而虧損高場強(qiáng)元素Nb、P、Ti。其Sr 含量較低，為66.0 ×10-6～87.3 ×10-6，Yb、Y 分別高達(dá)3.17 ×10-6～4.23 ×10-6和28.8 ×10-6～40.8 ×10-6，這些特征符合張旗等(2008)總結(jié)的與蛇綠巖伴生的斜長花崗巖具有高的HREE 豐度，中等至低的負(fù)銪異常，以及很低的Sr 含量的特征。同時，本次研究的斜長花崗巖與Pearce et al. (1984)述及的大洋斜長花崗巖具有相似的地球化學(xué)特征(圖4b)，將該斜長花崗巖樣品與高曉峰等(2012)于紅柳溝東緣所采的斜長花崗巖進(jìn)行比較，發(fā)現(xiàn)兩者具有相似的地球化學(xué)特征，區(qū)別在于本文報道的斜長花崗巖具有更高的HREE 含量，輕重稀土的分異程度更低。

圖5 蝕變輝綠巖不活動元素Nb/Y-Zr/Ti 巖石分類圖解(a，據(jù)Floyd and Winchester，1975)和FeOT/MgO-SiO2 圖解(b，據(jù)Miyashiro，1974)Fig.5 Nb/Y-Zr/Ti immobile element TAS proxy diagram(a，after Floyd and Winchester，1975)and FeOT/MgOSiO2 diagram (b，after Miyashiro，1974)for altered diabase

圖6 蝕變輝綠巖稀土配分圖(a)及微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive-mantle normalized spider diagram (b)of altered diabase(normalization values after Sun and McDonough，1989)

圖7 斜長花崗巖鋯石陰極發(fā)光CL 圖像及U-Pb 年齡Fig.7 CL image and U-Pb age of zircons from plagiogranite

4.1.2 蝕變輝綠巖

蝕變輝綠巖(13A-22)的 Al2O3含量(11.51% ～14.95%)，Mg#=51.3 ～54.8，TiO2=0.39% ～0.78%，CaO =6.33% ～10.13%，Na2O =0.96% ～4.91%，K2O =0.13% ～0.53%，高Na 低K，K2O/Na2O = 0.04 ～0.15。但其SiO2含量變化較大(表1)，其中4 個樣品的SiO2變化范圍為49.67% ～53.07%，落入基性巖范圍;而另有3 個樣品SiO2含量高達(dá)55.08% ～57.45%，分布于安山巖區(qū)域。結(jié)合巖相學(xué)觀察，后3 樣品SiO2偏高的原因可能與這些蝕變輝綠巖內(nèi)部存在一定量的石英細(xì)脈以及巖石遭受后期蝕變有關(guān)(如圖2d-e)。Pearce (2014)在論述不活動元素對蛇綠巖形成環(huán)境指示意義時指出，熱液流體的參與會造成蛇綠巖中Na 和Si含量的升高，針對這一情況，進(jìn)行巖石分類投圖時應(yīng)選用穩(wěn)定元素。在不活動性元素Zr/Ti-Nb/Y 圖解中(圖5a)，本次研究的蝕變輝綠巖投點(diǎn)均落入玄武巖區(qū)域，說明這些巖石蝕變前均為玄武質(zhì)基性巖石。進(jìn)一步結(jié)合SiO2-FeOT/Mg 圖解(圖5b)明顯可以看出本次研究的蝕變輝綠巖當(dāng)排除了后期石英細(xì)脈等所導(dǎo)致的SiO2升高，全部應(yīng)為拉斑系列巖石。

蝕變輝綠巖的稀土配分同樣表現(xiàn)出LREE 輕微富集的特征(圖6a)，∑REE =29.57 ×10-6～74.25 ×10-6，(La/Yb)N= 2.76 ～4.21，其中(La/Sm)N= 1.81 ～2.58，(Gd/Lu)N=1.17 ～1.26，輕重稀土分餾不明顯;無明顯Eu 負(fù)異常，δEuN=0.86 ～0.94。在全巖原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中(圖6b)，顯示出相對富集Th、U 而虧損Nb、Ta、Ti 的特征。同時，巖石中Ti/V=11 ～22，La/Nb=1.7 ～2.1，Zr/Nb=10 ～27。結(jié)合主量元素特征，蝕變輝綠巖的地球化學(xué)特征與區(qū)內(nèi)蛇綠巖一致(高鈉低鉀，Al2O3≈15%，Ti/V =16 ～28，La/Nb≈1，Zr/Nb =10 ～31)(劉良，1999;張旗和周慶國，2001;楊經(jīng)綏等，2002;孟繁聰?shù)龋?010)，應(yīng)為區(qū)內(nèi)蛇綠巖的組成部分。將本次研究數(shù)據(jù)與劉良(1999)報道的區(qū)內(nèi)洋脊玄武巖比較，兩者具有相似的地化特征，而本次樣品更為富集輕稀土。結(jié)合Brophy and Pu (2012)的研究，這種輕稀土富集的特征可能與巖石遭受有海水參與的蝕變有關(guān)。

4.2 鋯石U-Pb 年齡及稀土特征

鋯石CL 圖像(圖7)顯示，斜長花崗巖中鋯石呈晶形較好的粒狀，粒徑多小于100μm，有較明顯的巖漿震蕩環(huán)帶，無殘留核及明顯的變質(zhì)邊，呈現(xiàn)明顯的巖漿鋯石的特征。LAICP-MS 定年結(jié)果(表2)顯示，25 個測點(diǎn)的諧和度均較高，206Pb/238U 年齡集中于501 ～535Ma 之間，加權(quán)平均年齡為518.5 ±4.1Ma(圖8a)。

結(jié)合鋯石的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分模式圖(表3、圖8b)，鋯石的稀土配分整體顯示出明顯左傾的重稀土富集型的配分模式，具有較明顯的Eu 負(fù)異常和Ce 正異常，δEu =0.19 ～0.33。Eu 的負(fù)異常表明鋯石結(jié)晶的同時有斜長石生長，因?yàn)楸贿€原成+2 價的Eu 更容易在斜長石中富集而造成的(Hoskin and Schaltegger，2003;趙振華，2010)。25 個鋯石測點(diǎn)中Th 的含量介于60 ×10-6～184 ×10-6，U 的含量介于93 ×10-6～224 ×10-6，Th/U=0.52 ～1.01，均大于0.4。以上特征顯示斜長花崗巖鋯石具有典型的巖漿鋯石的特征(Claesson et al.，2000;Corfu et al.，2003)，因此518.5 ±4.1Ma 的鋯石年齡可以代表該斜長花崗巖的結(jié)晶年齡。

表2 斜長花崗巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結(jié)果Table 2 Zircon U-Pb isotope data obtained by LA-ICP-MS for plagiogranite

圖8 斜長花崗巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡諧和圖(a)及球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分模式圖(b)Fig.8 LA-ICP-MS zircon U-Pb age concordia diagram (a)and chondrite-normalized REE patterns of plagiogranite (b)

4.3 鋯石Hf 同位素特征

對斜長花崗巖樣品已獲得U-Pb 年齡的鋯石進(jìn)行Hf 同位素測定，共獲得了20 個點(diǎn)位的Hf 同位素分析數(shù)據(jù)(表4、圖9)。實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示，所測點(diǎn)位176Lu/177Hf 平均值為0.0023，表明鋯石中由176Lu 衰變形成的放射性成因177Hf 含量很低，因而鋯石中的176Hf/177Hf 可以近似代表其結(jié)晶時的Hf 同位素體系(Jonathan Patchett et al.，1983;吳福元等，2007)。計算εHf(t)以及tDM2(CC)時采用各點(diǎn)對應(yīng)的鋯石UPb 年齡。結(jié)果顯示，該斜長花崗巖鋯石176Hf/177Hf 介于0.282620 ～0.282792 之間，εHf(t)=4.25 ～9.90，平均值為6.15，二階段模式年齡tDM2(CC)為832 ～1190Ma。

表3 斜長花崗巖LA-ICP-MS 鋯石稀土元素測定結(jié)果(×10 -6)Table 3 LA-ICP-MS trace element analyses of zircon from plagiogranite (×10 -6)

表4 斜長花崗巖LA-MC-ICP-MS 鋯石Hf 同位素測定結(jié)果Table 4 LA-MC-ICP-MS zircon Hf isotopic compositions of plagiogranite

表5 斜長花崗巖全巖Sr-Nd-Pb 同位素成分Table 5 Sr-Nd-Pb isotope compositions of plagiogranite

圖9 斜長花崗巖鋯石Hf 同位素εHf(t)-t 圖解Fig.9 Zircon Hf isotopic εHf(t)-t plot of plagiogranite

4.4 全巖Sr-Nd-Pb 同位素特征

全巖Sr-Nd-Pb 同位素分析結(jié)果(表5)顯示，斜長花崗巖樣 品143Nd/144Nd = 0.512369 ～ 0.512531，87Sr/86Sr =0.7111410 ～0.7120835，207Pb/204Pb = 15.7523 ～15.8888，206Pb/204Pb = 20.6618 ～23.3401，208Pb/204Pb = 41.017 ～44.481?？傮w具有中等偏低的143Nd/144Nd，較高且變化較大的87Sr/86Sr 以及高的放射性成因Pb 含量的特點(diǎn)。采用斜長花崗巖518Ma 的加權(quán)平均年齡進(jìn)行計算得到εNd(t)=-1.26 ～0.34，(143Nd/144Nd)i=0.51191 ～0.51198，(87Sr/86Sr)i= 0.70631 ～0.70836，(208Pb/204Pb)i= 39.098 ～39.819，(207Pb/204Pb)i=15.681 ～15.710，(206Pb/204Pb)i=19.232 ～19.858。在多種同位素判別圖解中(圖10)，樣品均表現(xiàn)出與EMII 型富集地幔端元關(guān)系密切的特點(diǎn)。

5 討論

5.1 斜長花崗巖的成因類型

斜長花崗巖的成因有多種類型，包括洋中脊玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異晚期形成的斜長花崗巖，拉斑玄武質(zhì)巖漿演化過程中發(fā)生不混溶作用的成因，以及洋殼運(yùn)移過程中其不同組成部分發(fā)生部分熔融形成的斜長花崗巖等(Coleman and Donato，1979;Aldiss，1981;Flagler and Spray，1991;Pallister and Knight，1981;Brophy and Pu，2012;France et al.，2010;Gillis and Coogan，2002;Koepke et al.，2004，2005，2007;

李武顯和李獻(xiàn)華，2003;劉敦一等，2003)。蛇綠巖中不同成因的斜長花崗巖由于其形成機(jī)制或構(gòu)造環(huán)境的不同，在地球化學(xué)特征上往往存在差異，通過分辨這些差異，可以確定斜長花崗巖的成因類型。

本次研究的斜長花崗巖野外呈不規(guī)則脈狀和透鏡狀產(chǎn)于蝕變輝綠巖之中，巖體中存在蝕變輝綠巖捕虜體，暗示其成因?yàn)檠髿げ糠秩廴凇＝Y(jié)合Brophy (2009)的研究，隨著SiO2含量的升高，部分熔融成因的斜長花崗巖具有降低的La 含量和相對不變的Yb 含量，而結(jié)晶分異成因的該類巖石則具有顯著升高的La、Yb 含量。本次研究的斜長花崗巖具有低的La (圖11a)和Yb (3.17 ×10-6～4.23 ×10-6)含量，符合部分熔融成因斜長花崗巖的特點(diǎn)。此外，前人在水化輝長巖和輝綠巖的部分熔融實(shí)驗(yàn)中發(fā)現(xiàn)其熔體具有低TiO2含量的特征(TiO2＜～1% at SiO2＞～55%)，這一特點(diǎn)也被認(rèn)為是判別斜長花崗巖經(jīng)由洋殼部分熔融形成的重要依據(jù)(Koepke et al.，2007;France et al.，2010)。本次研究的斜長花崗巖中TiO2的含量均低于實(shí)驗(yàn)中MORB 分餾的下限(圖11b)，結(jié)合上述特征，本次研究的斜長花崗巖并非形成于洋中脊玄武質(zhì)巖漿的結(jié)晶分異，應(yīng)為洋殼形成后部分熔融形成的。

圖10 斜長花崗巖全巖Sr-Nd-Pb 同位素圖解(a)εNd(t)-(87Sr/86Sr)i(張旗等，2008);(b)(143Nd/144Nd)i-(87Sr/86 Sr)i;(c)(207 Pb /204 Pb)i-(206 Pb/204 Pb )i;(d)(143 Nd/144 Nd)i-(206Pb/204Pb )i. 各地幔端元為Zindler and Hart (1986)定義的地幔端員:DMM-虧損地幔;EMI-第1 類富集地幔;EMII-第2 類富集地幔;HIMU-具高238U/204Pb 比值地幔. 圖a 中B 為玄武巖源區(qū);Bc 為過渡源區(qū);C 為陸殼源區(qū)Fig.10 Isotopic Sr-Nd-Pb plots of plagiogranite(a)εNd(t)-(87Sr/86 Sr)i(Zhang et al.，2008);(b)(143 Nd/144 Nd)i-(87 Sr/86 Sr)i;(c)(207 Pb /204 Pb)i-(206 Pb/204 Pb )i;(d)(143 Nd/144Nd)i-(206Pb/204Pb )i. End member component of mantle is after Zindler and Hart (1986):DMM-depleted mantle;EMI-the first kind of enriched mantle;EMII-the second kind of enriched mantle;HIMU-mantle with high 238U/204 Pb. In Fig.10a，B stand for origin of basalt;Bc represent an origin of transitional mantle;C is from continental source

圖11 斜長花崗巖La-SiO2 圖解(a，據(jù)Brophy，2009)以及TiO2-SiO2 圖解(b，據(jù)Koepke et al.，2007)Fig.11 La-SiO2(a，after Brophy，2009)and TiO2-SiO2(b，after Koepke et al.，2007)plots of plagiogranite

此外，形成于俯沖洋殼中的斜長花崗巖在Sr、Yb、Y 的含量上多具有埃達(dá)克巖的特征(李武顯和李獻(xiàn)華，2003)，即Al2O3≥15%，Sr ＞400 ×10-6，Yb ≦1.9 ×10-6，Y ≦18 ×10-6。本次研究的斜長花崗巖地球化學(xué)特征顯示其Al2O3=9.51% ～11.75%，Sr =66.0 ×10-6～87.3 ×10-6，Yb =3.17×10-6～4.23 ×10-6，Y =28.8 ×10-6～40.8 ×10-6，呈現(xiàn)非常低Sr 高Yb 的特點(diǎn)，與埃達(dá)克巖有明顯的差異。因此不會是洋殼俯沖過程中由俯沖板片及大洋沉積物部分熔融形成的。而斜長花崗巖非常低Sr 高Yb 的特點(diǎn)與張旗等(2006)統(tǒng)計的與蛇綠巖相關(guān)的由洋殼剖面淺部輝長巖部分熔融形成的大洋斜長花崗巖Sr ＜100 ×10-6，Yb ＞2 ×10-6的特征一致，暗示其可能是在非常低壓條件下部分熔融形成的。

關(guān)于洋殼在運(yùn)移過程中部分熔融形成斜長花崗巖的機(jī)制，前人通過進(jìn)行幔源巖石在含水條件下的部分熔融實(shí)驗(yàn)并基于野外證據(jù)和微量元素地化模型，認(rèn)為此類斜長花崗巖的成因?yàn)檠髿ぴ谶\(yùn)移過程中發(fā)生剪切變形，富水流體沿洋殼變形裂隙下滲從而使洋殼發(fā)生熱液蝕變，在洋殼下部與巖漿房之間的巖漿-熱液接觸面上，熱液蝕變的洋殼在巖漿熱以及流體的共同作用下發(fā)生部分熔融，從而形成斜長花崗巖(Koepke et al.，2007;Rollinson，2009)。本次花崗巖樣品具有高的εHf(t)值，Al2O3含量介于9.51% ～11.75% 之間，Na2O/K2O ＞1，Mg#=37 ～43 以及具有輕微的LREE 富集型特征，與李武顯和李獻(xiàn)華(2003)總結(jié)的蛇綠巖中形成于洋殼下部高溫剪切帶，由變質(zhì)洋殼發(fā)生部分熔融形成的斜長花崗巖Al2O3＜15%，Na2O/K2O ＞1，Mg#＜50 的地球化學(xué)特征相吻合，同時也與高曉峰等(2012)報道的紅柳溝地區(qū)斜長花崗巖地球化學(xué)特征一致。因此，本次研究的斜長花崗巖其成因應(yīng)為洋殼運(yùn)移過程中在熱液參與下發(fā)生部分熔融形成的。

為進(jìn)一步驗(yàn)證上述認(rèn)識并討論該斜長花崗巖源巖的部分熔融程度與熔融溫度，本文結(jié)合France et al. (2010)模擬熱液蝕變輝綠巖墻部分熔融形成斜長花崗巖的實(shí)驗(yàn)結(jié)果進(jìn)行討論。France et al. (2010)部分熔融實(shí)驗(yàn)的實(shí)驗(yàn)條件T =850℃～1030℃，P =100MPa;起始材料的SiO2=50.38%，Al2O3= 15.04%，F(xiàn)e2O3= 10.29%，MgO = 4.99%，CaO =7.19%，Na2O=4.44%，K2O =0.19%，LOI =4.74%，與本次研究的蝕變輝綠巖及區(qū)內(nèi)蛇綠巖具有相似的地球化學(xué)特征。其結(jié)果顯示部分熔融程度與熔融溫度呈正相關(guān)關(guān)系(圖3b)，并且小于910℃實(shí)驗(yàn)的部分熔融程度均小于10%(France et al.，2010)。將本文斜長花崗巖的AFM 值與部分熔融實(shí)驗(yàn)資料進(jìn)行對比(圖3b)，斜長花崗巖主體落在850℃部分熔融實(shí)驗(yàn)的初始熔融熔體點(diǎn)位附近。這一結(jié)果從另一角度有力的支撐了本文前述關(guān)于區(qū)內(nèi)斜長花崗巖為洋殼運(yùn)移過程中在熱液參與下發(fā)生部分熔融形成的認(rèn)識;同時，結(jié)合本文通過鋯石飽和溫度計及鋯石Ti 溫度計估算該區(qū)斜長花崗巖的平均結(jié)晶溫度分別為750℃和780℃(表6)，共同限定斜長花崗巖源巖部分熔融的溫度可能為750 ～850℃，并進(jìn)一步認(rèn)為其熔融程度應(yīng)小于10%。

另外，考慮到本次研究的斜長花崗巖的直接圍巖(蝕變輝綠巖)中沒有發(fā)現(xiàn)明顯的高溫變質(zhì)變形現(xiàn)象，因此，推測其形成可能為該直接圍巖(蝕變輝綠巖)更下部輝綠巖部分熔融的產(chǎn)物運(yùn)移后再結(jié)晶到現(xiàn)今觀察到的蝕變輝綠巖中。

表6 斜長花崗巖鋯石飽和溫度計和鋯石Ti 溫度計計算結(jié)果Table 6 Zircon saturation thermometer and Ti-in-zircon thermometer values for plagiogranite

5.2 斜長花崗巖源區(qū)性質(zhì)

Zindler and Hart (1986)通過對MORB 和OIB 同位素特征進(jìn)行研究，將地幔端員組分劃分為虧損地幔端元DMM 和三個富集地幔端元組分HIMU，EMI 和EMII。對于富集地幔端元來說，HIMU 地幔具有高的238U/204Pb 比值，被認(rèn)為是消減的洋殼組分進(jìn)入深部地幔導(dǎo)致的(Hofman and White，1982;Weaver，1991;Chauvel et al.，1992;Kogiso et al.，1997;Hofman，1997;Andreas et al.，2003;張成立等，2007);EMI 地幔具低143Nd/144Nd、206Pb/204Pb 和中等的87Sr/86Sr，是下地殼物質(zhì)再循環(huán)或地幔交代作用的結(jié)果(Milner and Le Roex，1996;Andreas et al.，2003;張成立等，2007);EMII 地幔具有高的87Sr/86Sr，206Pb/204Pb 和中等的143Nd/144Nd，被認(rèn)為與大陸沉積物和大陸地殼或蝕變洋殼物質(zhì)再循環(huán)有關(guān)(Weaver，1991;Chauvel et al.，1992;Dostal et al.，1998;Hofman，2003;張成立等，2007)。

圖12 蝕變輝綠巖Hf/3-Th-Ta 圖解(a，據(jù)Pearce，1982)及Nb×2-Zr/4-Y 圖解(b，據(jù)Meschede，1986)Fig.12 Hf/3-Th-Ta diagram (a，after Pearce，1982)and Nb ×2-Zr/4-Y diagram (b，after Meschede，1986)of the altered diabase

對于本次研究的斜長花崗巖來說，其(143Nd/144Nd)i=0.51191 ～0.51198，(87Sr/86Sr)i= 0.70631 ～0.70836，(208Pb/204Pb)i=39.098 ～39.819，(207Pb/204Pb)i=15.681 ～15.710，(206Pb/204Pb)i=19.232 ～19.858，具有高87Sr/86Sr，206Pb/204Pb 和中等的143Nd/144Nd 的特點(diǎn)，εNd(t)= -1.26 ～0.34，εSr(t)=34 ～52，在多種同位素初始比值相關(guān)圖解中(圖10)，顯示出明顯的EMII 型富集地幔特征。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖解中(圖10a)，(87Sr/86Sr)i變化較大，而εNd(t)基本不變且不隨(87Sr/86Sr)i的升高而降低，表明(87Sr/86Sr)i的變化是海水蝕變造成的而并非地殼物質(zhì)的加入(張宗清和張旗，1995)。而本文斜長花崗巖與劉良(1999)的Pb 同位素結(jié)果一致，表明蝕變并未對斜長花崗巖的Pb 同位素有較大影響。此外，劉良(1999)對區(qū)內(nèi)洋中脊型玄武巖還進(jìn)行了Sr、Nd、O 同位素分析，并得出Sm-Nd 等時線年齡為512.9 ±30Ma。其同位素結(jié)果與本次研究的斜長花崗巖同位素特征非常相似(圖10)，均顯示EMII 型富集地幔特征，二者在年代學(xué)上也較為一致。這一結(jié)果為斜長花崗巖形成于區(qū)內(nèi)洋殼的部分熔融提供了同位素方面的證據(jù)，同時蛇綠巖源區(qū)的富集地幔特征暗示其可能形成于洋盆裂解的初始階段。

5.3 構(gòu)造意義

在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上，斜長花崗巖顯示明顯的Th、U 等富集及相對虧損Nb、Ta、Ti 的特征，而蝕變輝綠巖同樣富集Th、U 而相對虧損Nb、Ta，顯示與島弧及板內(nèi)玄武巖相似的地球化學(xué)特征。同時由于巖石具有高的Th 含量，在與Th 相關(guān)的構(gòu)造判別圖解中，投點(diǎn)均向Th 端元遷移從而表現(xiàn)出地殼混染的特點(diǎn)(圖12a)。但蝕變輝綠巖中Nb 的含量為3.01 ×10-6～5.73 ×10-6，高于島弧火山巖(1.26 ×10-6)而與N-MORB (4.35 ×10-6)(Holm，1985)一致，同時其Zr/Nb=9.6 ～27.1，且多介于9.6 ～17.4，兼具N-MORB 和EMORB 的特征(N-MORB 和E-MORB 的Zr/Nb 分別大于和小于16，Le Roex et al.，1989)(劉良，1999)，與Nb ×2-Zr/4-Y圖解的結(jié)果一致(圖12b)。結(jié)合同位素EMII 型富集地幔的特點(diǎn)，蝕變輝綠巖的微量元素蛛網(wǎng)圖所表現(xiàn)出的特征可能與陸殼混染無關(guān)，富集地幔源區(qū)本身富集大離子親石元素應(yīng)該對蝕變輝綠巖和斜長花崗巖表現(xiàn)出的的這種微量元素特征起主要作用，而斜長花崗巖鋯石Hf 同位素殼?；旌系奶卣魍瑯涌赡苁鞘芨患蒯Ｓ绊懙慕Y(jié)果。

紅柳溝-拉配泉蛇綠混雜巖帶中的蛇綠巖，根據(jù)地球化學(xué)特征可以將其分為兩類，分別為MORB 型和洋島玄武巖(張旗等，1997;劉良，1999;吳峻等，2002;楊經(jīng)綏等，2002，2008;孟繁聰?shù)龋?010)。并且部分研究表明紅柳溝-拉配泉蛇綠巖中存在與島弧相關(guān)的信息:楊經(jīng)綏等(2008)在研究紅柳溝蛇綠巖組合時獲得蛇綠巖中輝長巖的鋯石SHRIMP 年齡為479 ±8Ma，并發(fā)現(xiàn)其地幔橄欖巖主要由方輝橄欖巖和少量純橄巖組成，結(jié)合其礦物特征以及蛇綠巖中堆晶巖的異剝橄欖巖-橄欖二輝石巖-輝石巖-含長輝石巖-輝長巖-含Cpx 斜長巖組合，推測北阿爾金存在SSZ 型蛇綠巖;孟繁聰?shù)?2010)結(jié)合紅柳泉洋島玄武巖的巖石組合進(jìn)一步推斷紅柳泉北部洋島玄武巖可能為弧后盆地中發(fā)育的海山，其鋯石U-Pb 年齡引自修群業(yè)等(2007)，為448.6 ±3.3Ma;崔玲玲等(2010)以及郝瑞祥等(2013)在蛇綠巖帶東側(cè)喀拉大灣地區(qū)發(fā)現(xiàn)具有陸殼混染特征的玄武巖，并認(rèn)為其形成于島弧環(huán)境，但并未得到年代學(xué)數(shù)據(jù)。區(qū)內(nèi)洋殼俯沖相關(guān)的變質(zhì)巖證據(jù)包括:張建新和孟繁聰(2006);張建新等(2007)獲得洋內(nèi)俯沖形成的LT/HP 藍(lán)片巖和含硬柱石榴輝巖的白云母、鈉云母Ar-Ar 年齡為491 ～513Ma。結(jié)合區(qū)內(nèi)花崗巖研究成果，現(xiàn)已報道的與洋殼俯沖有關(guān)的島弧花崗質(zhì)巖體為500～481Ma(吳才來等，2005，2007;戚學(xué)祥，2005;康磊等，2011)。對于本次研究的兩類巖石來說，其518 ±4.1Ma 的形成時代明顯早于前人報道的SSZ 型或弧后盆地蛇綠巖的年齡，也早于區(qū)內(nèi)與俯沖相關(guān)的變質(zhì)巖和花崗巖等巖石的年代學(xué)記錄，因此，基本可以排除其形成于島弧或弧后盆地環(huán)境，故而在形成過程中遭受陸殼物質(zhì)混染的可能性是微乎其微的。劉良(1999)結(jié)合O 同位素認(rèn)為紅柳溝洋中脊玄武巖的這種富集特征并非是于形成過程中遭受了陸殼物質(zhì)混染而是源區(qū)混染造成的，這一結(jié)論同樣與本文斜長花崗巖源區(qū)具有EMII 型富集地幔特征相吻合。

前人對區(qū)內(nèi)蛇綠巖的研究成果表明，北阿爾金洋盆于早寒武世已經(jīng)打開，其蛇綠巖年齡跨度為534 ～479Ma(劉良，1999;車自成等，2002;修群業(yè)等，2007;楊經(jīng)綏等，2008);高曉峰等(2012)在紅柳溝西緣發(fā)現(xiàn)了一套斜長花崗巖，其鋯石U-Pb 年齡為512.1 ±1.5Ma，與本次研究得出的斜長花崗巖518 ±4.1Ma 的鋯石U-Pb 年齡一致。結(jié)合本文與前人同位素研究成果，與斜長花崗巖同期或稍早的蛇綠巖源區(qū)地幔具有EMII 型富集地幔的特征，代表其應(yīng)形成于洋殼裂解的初始階段。因?yàn)殡S著洋盆的演化，大量基性巖漿從地幔源區(qū)的抽取會導(dǎo)致洋殼地幔變得虧損。因此，斜長花崗巖518 ±4.1Ma 的鋯石U-Pb 年齡可近似代表北阿爾金紅柳溝-拉配泉有限洋盆開啟的上限。

6 結(jié)論

(1)紅柳溝恰什坎薩伊剖面南側(cè)的斜長花崗巖野外呈不規(guī)則脈狀侵位于圍巖蝕變輝綠巖中，結(jié)合斜長花崗巖主微量元素特征及實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)資料，該斜長花崗巖應(yīng)為洋殼下部巖石部分熔融后熔體運(yùn)移到蝕變輝綠巖中結(jié)晶形成的，其部分熔融熔體規(guī)模＜10%，熔融溫度為750 ～850℃。

(2)斜長花崗巖LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 年齡為518 ±4.1Ma，由于其形成于洋殼的部分熔融，因此該年齡可以代表區(qū)內(nèi)蛇綠巖的形成年齡。

(3)斜長花崗巖及蝕變輝綠巖地球化學(xué)特征表現(xiàn)出地殼混染的特點(diǎn)，結(jié)合斜長花崗巖鋯石Hf 同位素、全巖Sr、Nd、Pb同位素及區(qū)內(nèi)蛇綠巖同位素研究成果，這種地殼混染的特點(diǎn)是由蛇綠巖源區(qū)為EMII 型富集地幔造成的。而以這種富集地幔為特征的斜長花崗巖和蝕變輝綠巖應(yīng)形成于洋盆裂解的初期，其初始裂解時代上限為518 ±4.1Ma。

致謝 野外工作得到了黨軍和廖文春同學(xué)的幫助;匿名審稿人對本文提出了建設(shè)性修改意見和寶貴建議;在此一并表示感謝。

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