莊玉軍，辜平陽，高永偉，彭 璇，何世平，李普濤

(中國地質(zhì)調(diào)查局 西安地質(zhì)調(diào)查中心， 國土資源部巖漿作用成礦與找礦重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 陜西 西安 710054)

柴達(dá)木盆地北緣(柴北緣)構(gòu)造帶位于青藏高原北部，處于南祁連地塊與柴達(dá)木地塊的拼合部位，南東和北西兩端分別被哇洪山斷裂和阿爾金斷裂切斷(王惠初等， 2005； 宋述光等， 2009)，是一個(gè)構(gòu)造復(fù)雜、物質(zhì)組成多樣、時(shí)間跨度大的多單元復(fù)合構(gòu)造帶(郭安林等， 2009)，以魚卡斷裂和宗務(wù)隆-青海南山斷裂為界，由南向北可將柴北緣構(gòu)造帶劃分為柴北緣早古生代俯沖帶、歐龍布魯克地塊以及宗務(wù)隆構(gòu)造帶3個(gè)次一級構(gòu)造單元(潘桂棠等， 2002； 王惠初等， 2005)。20世紀(jì)90年代以來，柴北緣因發(fā)現(xiàn)早古生代大陸深俯沖的高壓-超高壓變質(zhì)巖(楊經(jīng)綏等， 1998； 宋述光等， 2001； 孟繁聰?shù)龋?2003； 陳丹玲等， 2007)而引起了國內(nèi)外地學(xué)工作者的廣泛關(guān)注。前人對區(qū)內(nèi)早古生代地球動(dòng)力學(xué)背景和構(gòu)造演化等方面進(jìn)行了大量的研究工作，認(rèn)為柴北緣地區(qū)在早古生代(晚寒武世)-晚古生代早期(泥盆紀(jì)-早石炭世早期)經(jīng)歷了洋殼俯沖(史仁燈等， 2003； 王惠初等， 2005； 高曉峰等； 2011； 宋述光等， 2015)、(吳才來等， 2007； 周賓等， 2013)、碰撞后板塊折返(Zhangetal.， 2011； 邱士東等， 2015)以及后造山陸內(nèi)伸展(吳才來等， 2007； 周賓等， 2013； 莊玉軍等， 2019)的完整的造山旋回。早石炭世之后，柴北緣地區(qū)構(gòu)造應(yīng)力場逐漸由拉張轉(zhuǎn)為收縮，辛后田等(2006)認(rèn)為區(qū)內(nèi)這種應(yīng)力轉(zhuǎn)換是由早石炭世-早二疊世鄰區(qū)巴顏喀拉洋的擴(kuò)張所致，吳才來等(2008)認(rèn)為與古特提斯洋的關(guān)閉有關(guān)，而郭安林等(2009)則認(rèn)為是柴北緣構(gòu)造帶北部的宗務(wù)隆構(gòu)造帶由洋盆發(fā)育向洋殼俯沖的轉(zhuǎn)變引起的。此外，關(guān)于晚古生代晚期-早中生代柴北緣所處的構(gòu)造環(huán)境也存在較大的爭議。吳才來等(2008)認(rèn)為柴北緣西段三岔溝一帶花崗巖的形成表明中二疊世柴北緣處于加里東造山后的陸內(nèi)俯沖環(huán)境下；董增產(chǎn)等(2014a， 2014b， 2015a， 2015b)以及辜平陽等(2016(1)辜平陽，等. 2016. 青海阿爾金1∶5萬打柴溝等6幅區(qū)調(diào)報(bào)告.， 2018)通過研究認(rèn)為歐龍布魯克地塊西北緣晚二疊世花崗巖形成于火山弧構(gòu)造環(huán)境，表明柴北緣晚二疊世處于洋陸俯沖的構(gòu)造演化階段，但吳鎖平(2008)、邱士東等(2015)、高萬里等(2019)則認(rèn)為柴北緣在中二疊世已經(jīng)處于洋陸俯沖階段。楊明慧等(2002)認(rèn)為小賽什騰山一帶的中三疊世花崗巖體具S型花崗巖特征，進(jìn)而認(rèn)為中三疊世柴北緣已處于俯沖結(jié)束后的同碰撞階段，而強(qiáng)娟(2008)、彭淵等(2016)、王蘇里等(2016)則認(rèn)為中三疊世柴北緣的洋殼俯沖作用仍未結(jié)束。由此可見，柴北緣晚古生代晚期-早中生代構(gòu)造演化背景爭議較大，尚需要進(jìn)一步研究。

綜上可知，大多學(xué)者對柴北緣晚古生代的研究對象多為中酸性侵入巖，而中酸性侵入巖的地球化學(xué)構(gòu)造背景往往存在多解性。相比而言，基性-超基性巖漿巖更能反映構(gòu)造背景，所以通常被作為研究構(gòu)造環(huán)境演化的重要研究對象(Zhangetal., 2009；張?jiān)频龋?020)，然而該地區(qū)晚古生代的基性-超基性巖很少。最近，筆者在柴北緣賽什騰山地區(qū)開展專項(xiàng)地質(zhì)調(diào)查時(shí)，在古元古界達(dá)肯大坂巖群中識別出的中二疊世輝長巖，為探討柴北緣地區(qū)晚古生代的構(gòu)造演化提供了新的載體。本文通過對該輝長巖的地球化學(xué)、年代學(xué)研究，探討其巖石成因及構(gòu)造環(huán)境，旨在為柴北緣晚古生代的構(gòu)造格局與演化提供新的約束。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

研究區(qū)位于柴北緣構(gòu)造帶西段賽什騰山西北部，區(qū)域上出露的地層主要為古元古界達(dá)肯大坂巖群(Pt1DK.)以及下古生界灘間山群(∈-OT1)(圖1a)。其中，達(dá)肯大坂巖群是一套原巖為火山-碎屑巖系并經(jīng)歷了中高級變質(zhì)的副變質(zhì)巖；灘間山群下部以中基性海相火山巖為主, 但徐旭明等(2017)在其中的玄武安山巖中獲得256.9±0.7 Ma的鋯石LA-ICP-MS(U-Pb)年齡。區(qū)內(nèi)基性、中性、酸性巖漿巖均有出露，且以中酸性巖為主，主要為英云閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖以及花崗偉晶巖等，時(shí)代有奧陶紀(jì)、志留紀(jì)、石炭紀(jì)、二疊紀(jì)及三疊紀(jì)，并以二疊紀(jì)、奧陶紀(jì)最為發(fā)育；基性巖(脈)則以輝長巖為主，侵入于達(dá)肯大坂巖群、灘間山群中，并被晚二疊世石英二長巖侵入。本文研究的輝長巖脈產(chǎn)狀近直立(75°～85°)，呈北西西向(290°)延伸400余米，最寬處可達(dá)70余米，沿片理、片麻理侵入達(dá)肯大坂巖群黑云斜長片麻巖及二云母石英片巖中(Pt1DK.3)中，并被后期北西西向的花崗細(xì)晶巖脈侵入。

圖1 柴北緣地質(zhì)簡圖[a， 據(jù)楊經(jīng)綏等(2001)修改]及研究區(qū)地質(zhì)圖(b)Fig. 1 Sketch geological map of the northern Qaidam Basin (a, after Yang Jingsui et al., 2001) and the geological map of the study areas (b)

2 巖石學(xué)特征

用于同位素及地球化學(xué)研究的輝長巖樣品(編號為PM002-62-1)采自冷湖鎮(zhèn)東(105°)53 km處，地理坐標(biāo)93°55′35″E，38°36′40″N。樣品風(fēng)化色呈灰綠色、灰黑色，具塊狀構(gòu)造，變余輝長結(jié)構(gòu)(圖2)。巖石主要由斜長石(～45%)、輝石(～40%)、角閃石(～10%)、鈦鐵礦(3%)以及少量榍石(<1%)等組成。斜長石與輝石晶體均呈自形、半自形粒狀，二者形態(tài)與粒徑大小相近，粒徑大小一般在2～6.6 mm之間，其中斜長石晶體普遍出現(xiàn)明顯的絹云母化、黝簾石化，多數(shù)輝石已次生蝕變被角閃石交代。鈦鐵礦晶體多呈板狀，粒徑大小在0.15～1.2 mm之間，有時(shí)被榍石交代。

圖2 賽什騰輝長巖宏觀產(chǎn)出及顯微鏡下特征Fig. 2 Macroscopic and microscopic characteristics for gabbro of Saishiteng Mountain

3 分析方法

樣品的主微量及稀土元素測試分析在中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心實(shí)驗(yàn)測試中心完成，主量元素采用SX45型X熒光光譜儀(XRF)進(jìn)行分析，其中FeO含量通過濕化學(xué)方法測定采用，分析誤差小于1%；微量和稀土元素利用SX50型電感耦合等離子體光譜儀(ICP-MS)進(jìn)行測定，分析誤差為5%～10%。樣品鋯石挑選由河北廊坊誠信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成，鋯石的制靶及反射光陰極發(fā)光照相在陜西愛思拓普測試技術(shù)有限公司完成，測試點(diǎn)的選取首先根據(jù)鋯石反射光和透射光照片進(jìn)行初選，再與CL圖像反復(fù)對比，力求避開內(nèi)部裂隙和包裹體，以獲得較準(zhǔn)確的年齡信息。LA-ICP-MS鋯石微區(qū)U-Pb年齡測定在自然資源部巖漿作用成礦與找礦重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，采用193nmArF準(zhǔn)分子(excimer)激光器的Geo Las200M剝蝕系統(tǒng)，ICP-MS為Agilent 7700，激光束斑直徑24 μm，以GJ-1為同位素監(jiān)控標(biāo)樣，91500為年齡標(biāo)定標(biāo)樣，NIST610為元素含量標(biāo)樣進(jìn)行校正，普通鉛校正依據(jù)實(shí)測204Pb進(jìn)行校正。

采用Glitter(ver4.0，Macquarie University)程序?qū)︿喪耐凰乇戎导霸睾窟M(jìn)行計(jì)算，并按照Andersen Tom的方法(Andersen， 2002)，用LAMICPMS Common Lead Correction(ver3.15)對其進(jìn)行了普通鉛校正，年齡計(jì)算及諧和圖采用Isoplot(ver3.0)完成(Ludwig， 2003)。

4 分析結(jié)果

4.1 全巖地球化學(xué)特征

在主量元素分析表(表1)中可以看出，賽什騰輝長巖樣品的燒失量較低(2.34%～2.77%)，表明樣品受后期低溫蝕變作用及風(fēng)化作用的影響較小。樣品中SiO2含量較低，為45.34%～47.69%，相對富MgO(5.80%～8.48%)及FeOT(9.35%～11.49%)，貧ALK(K2O+Na2O含量為3.13%～3.63%)和P2O5(0.10%～0.18%)，TiO2為中高含量(1.33%～1.61%)，可能與巖石中發(fā)育鈦鐵礦副礦物有關(guān)，Al2O3含量為17.31%～19.45%，平均18.25%(>17%)，具有高鋁玄武質(zhì)巖石的特征(桑隆康等， 2012)。鎂鐵比值m/f為0.90～1.60，屬鐵質(zhì)基性巖類(m/f=0.5～2.0)； Mg#=47.82～61.82，小于原始巖漿玄武巖Mg#=68～78(李文宣等， 1994)?？鄢裏Я孔鳉w一化處理后對樣品進(jìn)行投圖，在哈克圖解中，MgO與SiO2、Na2O+K2O以及Al2O3存在較為明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖3a、3b、3d)，MgO與CaO相關(guān)性較弱(圖3c)，MgO和Mg#分別與TiO2和CaO/Al2O3呈明顯正相關(guān)關(guān)系(圖3e、3f)；在Cox等(1979)的TAS分類圖上除樣品PM002-62-1-1外，其它5個(gè)樣品均落入亞堿性系列輝長巖區(qū)(圖4a)，在FeOT-FeOT/MgO圖解(圖4b)中大多數(shù)樣品落入鈣堿性系列范圍內(nèi)，僅一個(gè)樣品落入拉斑玄武巖系列范圍內(nèi)，且所有樣品的里特曼指數(shù)σ均小于4(表1)，表明該輝長巖為鈣堿性輝長巖。

圖3 賽什騰輝長巖Harker圖解Fig. 3 Harker diagrams for gabbro of Saishiteng Mountain

圖4 賽什騰輝長巖TAS分類圖(a， 底圖據(jù)Wilson, 1989)及FeOT-FeOT/MgO圖解(b， 據(jù)Miyashiro, 1974)Fig. 4 TAS diagram (a, after Wilson, 1989) and FeOT versus FeOT/MgO diagram (b, after Miyashiro, 1974) for gabbro of Saishiteng Mountain

表1 輝長巖主量元素(wB/%)、微量元素及稀土元素(wB/10-6)含量分析結(jié)果Table 1 Major elements (wB/%), trace elements and REE (wB/10-6) compositions of gabbro

續(xù)表 1 Continued Table 1

在稀土微量元素分析表(表1)中，輝長巖的稀土總量(ΣREE)較低且變化范圍不大，為96.91×10-6～131.37×10-6，LREE=65.10×10-6～91.25×10-6，HREE=30.44×10-6～40.12×10-6，LREE/HREE=1.92～2.27，(La/Yb)N=3.44～4.94，表明輕稀土相對富集，輕重稀土元素分異較為明顯；(La/Sm)N=1.48～1.94，(Gd/Yb)N=1.60～1.89，顯示輕、重稀土內(nèi)部分異均較弱；樣品的δEu=0.85～1.00，顯示為弱的負(fù)異常或無異常。此外，δCe=0.95～1.01，波動(dòng)范圍較小，暗示樣品具有一致的源區(qū)和相似的演化過程。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖上，各樣品具有相似的稀土分布模式，均表現(xiàn)出LREE相對富集、HREE平坦且向右緩傾的配分模式。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖顯示，輝長巖明顯富集Rb、Ba、Th 、U、Sr等大離子親石元素(LILE)，顯著虧損Nb、Ta、Zr高場強(qiáng)元素(HFSE)，Ti為弱虧損(圖5)。

圖5 輝長巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle normalized spidergram (b) of gabbro (chondrite-normalized values and primitive mantle-normalized values after Sun and McDonough, 1989)

4.2 成巖時(shí)代

賽什騰輝長巖的鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像見圖6，鋯石的U-Pb同位素比值和表面年齡測試數(shù)據(jù)列于表2。大多數(shù)鋯石鏡下呈無色透明，短柱狀、長柱狀晶形明顯(長100～180 μm)，長寬比為1∶1～2∶1，CL照片顯示該類鋯石發(fā)育寬緩或條帶狀振蕩環(huán)帶結(jié)構(gòu)(10、12、33、34號等)，個(gè)別鋯石具有因后期蝕變或變質(zhì)產(chǎn)生的淺色增生邊(5號)。鋯石中Th和U含量分別為38×10-6～828×10-6和44×10-6～664×10-6，Th/U值0.48～1.68，Th和U之間的相關(guān)系數(shù)為0.90(圖略)。鋯石的稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式顯示鋯石顯著富集HREE，并具有明顯的正δCe異常和負(fù)δEu異常(圖7a)，結(jié)合鋯石存在生長韻律環(huán)帶、較高的Th/U值及Th、U相關(guān)系數(shù)，表明這些鋯石為典型的基性巖漿鋯石成因(Hoskin and Black, 2000)。本文選擇具有代表性的36粒鋯石進(jìn)行了LA-ICP-MS測年分析，分析結(jié)果顯示測點(diǎn)數(shù)據(jù)諧和度高且較為集中，均落在諧和線上及其附近。206Pb/238U年齡介于275±4～269±3 Ma之間，加權(quán)平均年齡為271±3 Ma， MSWD=0.027(圖7b)，時(shí)代為中二疊世早期。

表2 輝長巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素測年結(jié)果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic dating results of gabbro

圖6 賽什騰輝長巖典型鋯石陰極發(fā)光圖像Fig. 6 CL images of the representative zircons for gabbro of Saishiteng Mountain

圖7 輝長巖鋯石稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖(a)及鋯石U-Pb年齡諧和圖(b)Fig. 7 The chondrite-normalized REE patterns (a) and the U-Pb concordian diagram (b) of zircons for gabbro

5 討論

由于蝕變作用和變質(zhì)作用通常會(huì)導(dǎo)致大離子親石元素(如K、Rb、Sr、Ba、Cs、Pb2+、Eu2+)具有明顯的活動(dòng)性，而稀土元素以及部分高場強(qiáng)元素(Nb、Ta、Zr、Hf、Th、REE、Ce、U、Ti)甚至在高級變質(zhì)作用中亦能相對穩(wěn)定(Hajash， 1984； Beckeretal., 1999； Escuder-Virueteetal.， 2010)，故本文主要利用不活動(dòng)元素來進(jìn)行相關(guān)討論。

5.1 巖石成因

5.1.1 同化混染與分離結(jié)晶

賽什騰輝長巖與圍巖侵入關(guān)系明顯，露頭未見同化混染，在鋯石CL圖像及年齡上也未發(fā)現(xiàn)繼承或捕獲鋯石，表明巖漿侵位過程中未遭受或有弱的同化混染作用。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化 Th/Nb值(?1)(Ormerodetal.， 1988)和Nb/La 值(<1)(Ernstetal.， 2000)是辨別地殼混染作用的兩個(gè)可靠的微量元素指標(biāo)。賽什騰輝長巖 (Th/Nb)PM值為3.26～5.05，Nb/La值為0.39～0.58，在Nb/La-(Th/Nb)PM圖解中落入遭受地殼混染范圍內(nèi)，暗示輝長巖形成過程中遭受一定程度的地殼混染。Neal 等(2002)提出可以用(La/Nb)PM和(Th/Ta)PM值來區(qū)分上地殼和下地殼物質(zhì)的混染作用，圖8b顯示樣品落至平均上地殼與平均下地殼之間并偏向上地殼一側(cè)，暗示輝長巖巖漿上升過程中可能遭受了中上地殼物質(zhì)的混染。此外，總分配系數(shù)相同或相近的元素的比值受部分熔融和分離結(jié)晶作用影響較小，因此可依據(jù)總分配系數(shù)相同或相近、對地殼混染作用又敏感的元素比值(如Ce/Pb、Ta/Yb、La/Nb、Th/Ta、Nb/Ta、Ti/Yb、Zr/Nb、 La/Yb)之間的協(xié)變關(guān)系，來判斷是否存在地殼混染作用以及混染程度高低(Campbell and Griffiths， 1993； Bakeretal., 1997； Mecdonaldetal., 2001； 夏明哲等， 2010)。由圖9可知，賽什騰輝長巖除Ta/Yb-Ce/Pb(R=0.95)相關(guān)性較好外，Th/Ta-La/Nb(R=0.46)、Ti/Yb-Nb/Ta(R=0.09)、La/Yb-Zr/Nb(R=0.19)的相關(guān)性均較差，表明巖漿演化過程中遭受了地殼混染，但混染程度整體較弱。

圖8 賽什騰輝長巖Nb/La-(Th/Nb)PM圖解(a， 底圖據(jù)夏林圻等， 2007)和( Th/Ta)PM-(La/Nb)PM圖解(b， 底圖據(jù)Neal et al., 2002)Fig. 8 Nb/La versus (Th/Nb)PM diagram (a, after Xia Linqi et al., 2007) and (Th/Ta)PM versus (La/Nb)PM diagram (b, after Neal et al., 2002) for gabbro of Saishiteng Mountain

圖9 輝長巖微量元素同化混染作用程度判別圖Fig. 9 Discrimination plots for contamination from selected trace elements of gabbro

分離結(jié)晶作用是鎂鐵質(zhì)巖漿分異演化最重要的機(jī)制。賽什騰輝長巖Mg#為47.82～61.82，小于原始巖漿玄武巖的Mg#值(68～78)，Cr(35.9～105)<300和Ni(24.9～78.8)<250，除一個(gè)樣品(8.45%)外，其余MgO含量均小于8%，均暗示其巖漿在演化過程中經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶作用(Righter， 2000)。在哈克圖解中，MgO與SiO2、Na2O+K2O以及Al2O3存在負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖3a、3b、3d)，顯示輝長巖原始巖漿可能存在斜長石與單斜輝石的分離結(jié)晶，而輝長巖弱(或無)的δEu負(fù)異常(0.85～1.00)則表明斜長石分離結(jié)晶的程度較弱。Spath 等(2001)認(rèn)為在有斜長石存在的條件下，若有相當(dāng)數(shù)量單斜輝石的分離結(jié)晶作用，則CaO/Al2O3會(huì)隨著Mg#比值的增加而增加。輝長巖的Mg#與CaO/Al2O3存在明顯的正相關(guān)性(圖3f)，表明巖漿結(jié)晶分異過程中單斜輝石是主要的結(jié)晶分離產(chǎn)物，這與輝長巖中存在大量粗粒單斜輝石是一致的。

5.1.2 巖漿源區(qū)性質(zhì)

因不相容元素具有相似的分配系數(shù)，受巖漿分離結(jié)晶和地幔部分熔融作用影響較小，故通常用來分析源區(qū)特征(Taylor and McLennan, 1985)。Shaw等(2003)認(rèn)為石榴石橄欖巖源區(qū)和尖晶石橄欖巖源區(qū)具有不同的稀土元素礦物相/熔體相分配系數(shù)，不管是石榴石橄欖巖還是尖晶石橄欖巖的部分熔融都會(huì)使熔體中的輕稀土元素富集，且隨著熔融程度的不同，源區(qū)輕、重稀土元素比值也會(huì)發(fā)生變化，并因重稀土元素更容易進(jìn)入石榴石中而導(dǎo)致這種變化在石榴石橄欖巖中更大一些，故可以用稀土元素比值(或原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化)來限定地幔巖漿源區(qū)的組分及部分熔融的程度。賽什騰輝長巖低的 (La/Yb)N值(3.44～4.94)、(Gd/Yb)N值(1.60～1.86)以及HREE相對平坦的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線，暗示輝長巖源區(qū)物質(zhì)可能不含石榴石(藍(lán)江波等， 2007； Pollock and Hibbard, 2010)。Wang等(2002)認(rèn)為石榴石橄欖巖平衡熔體具有較高的原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的(Tb/Yb)PM(>1.8)，而尖晶石橄欖巖則具有低的(Tb/Yb)PM值(<1.8)。源區(qū)賽什騰輝長巖的(Tb/Yb)PM值為1.50～1.67，在(Tb/Yb)PM-(La/Sm)PM圖解中(圖10a)落入尖晶石橄欖巖區(qū)域，表明巖石部分熔融應(yīng)發(fā)生在尖晶石穩(wěn)定區(qū)域(Wangetal.， 2002; 解超明等， 2019)。此外，Deniel(1998)提出Ce/Y-Zr/Nb圖解可作為判別玄武巖漿源區(qū)礦物相組合的有效圖解，在Ce/Y-Zr/Nb圖解中(圖10b)，樣品均位于原始尖晶石相二輝橄欖巖和虧損尖晶石相二輝橄欖巖熔融源區(qū)之間，進(jìn)一步表明賽什騰輝長巖的巖漿源區(qū)為尖晶石二輝橄欖巖，并暗示其源區(qū)深度可能在70 km左右(Lambert and Wyllie， 1968)。

圖10 賽什騰輝長巖(Tb/Yb)PM-(La/Sm)PM圖解(a，底圖據(jù)Wang et al., 2002)和Ce/Y-Zr/Nb圖解(b， 底圖據(jù)Deniel， 1998)Fig. 10 (Tb/Yb)PM versus (La/Sm)PM diagram (a, after Wang et al., 2002) and Ce/Y versus Zr/Nb diagram (b, after Deniel, 1998) for gabbro of Saishiteng Mountain

綜上可知，賽什騰輝長巖原巖巖漿是地幔尖晶石二輝橄欖巖部分熔融的產(chǎn)物，在演化過程中經(jīng)歷了弱的斜長石以及較為明顯的單斜輝石的分離結(jié)晶作用，并在上升侵位過程中遭受了弱的中上地殼的同化混染作用。

5.2 構(gòu)造環(huán)境及地質(zhì)意義

前已提及，賽什騰輝長巖具明顯富集Rb、Ba、Th、U、Sr等大離子親石元素、顯著虧損Nb、Ta、Zr高場強(qiáng)元素以及輕稀土元素相對富集、重稀土元素平坦且向右緩傾的稀土元素配分模式的地球化學(xué)特征，具有俯沖消減帶弧火山巖的特征，顯示其成因可能與消減作用有關(guān)(歐陽京等， 2010)。而正常的島弧或活動(dòng)陸緣弧玄武巖以及受到地殼或巖石圈混染的軟流圈(或地幔柱)源大陸玄武巖均可出現(xiàn)上述似消減帶信號的地球化學(xué)特征。夏林圻等(2007)認(rèn)為地殼混染作用對于 Zr 、Y等元素的原始濃度不會(huì)產(chǎn)生重大影響，且島弧玄武巖總體上是以具有較低的Zr 含量(<130×10-6)和Zr/Y值(<4)為特征，大陸玄武巖不管是否遭受地殼或巖石圈混染都具有較高的 Zr 含量(>70×10-6)和Zr/Y值(>3)。樣品中Zr含量為32.9×10-6～59.1×10-6，Zr/Y=1.68～2.95, 符合島弧玄武巖低Zr含量(<130×10-6)和Zr/Y(<4)的特征，在Zr/Y-Zr圖解中(圖11a)，樣品也均落入火山弧玄武巖區(qū)域，表明賽什騰輝長巖應(yīng)形成于與消減作用有關(guān)的島弧構(gòu)造環(huán)境。進(jìn)一步利用Th/Yb-Ta/Yb圖解(Pearce， 1982)對弧型巖漿巖進(jìn)行細(xì)分(圖11b)，輝長巖落入活動(dòng)陸緣玄武巖(VAB)類型范圍內(nèi)，這與巖石中相對較高的Th/Nb值(0.22～0.67)和Th×Ta/Zr2值(0.000 5～0.001 8)一致(前者>0.1，后者>0.000 5； 李永軍等， 2015)，都指示輝長巖具有陸緣弧玄武巖的特征。此外，輝長巖富MgO及FeOT、貧Alk和P2O5、高Al2O3含量(17.31%～19.45%)的主量元素特征，與典型高鋁玄武巖相似(桑隆康等， 2012； 李永軍等， 2019)，也同樣表明輝長巖形成于活動(dòng)大陸邊緣島弧環(huán)境。

圖11 賽什騰輝長巖Zr/Y-Zr圖解和Th/Yb-Ta/Yb圖解(底圖據(jù)Pearce， 1982)Fig. 11 Zr/Y versus Zr and Th/Yb versus Ta/Yb diagrams for gabbro of Saishiteng Mountain (after Pearce, 1982)

柴北緣構(gòu)造帶由南向北可劃分為柴北緣早古生代俯沖帶、歐龍布魯克地塊以及宗務(wù)隆構(gòu)造帶3個(gè)次一級構(gòu)造單元，其中宗務(wù)隆構(gòu)造帶被認(rèn)為是一獨(dú)立演化發(fā)展的印支期造山帶，它經(jīng)歷了由早泥盆世的陸內(nèi)裂陷(孫延貴等， 2004)、晚石炭世的洋盆發(fā)育(王毅智等， 2001)和晚二疊世到中三疊世的俯沖-碰撞造山的演化過程(強(qiáng)娟， 2008； 郭安林等， 2009； 彭淵等， 2016)。近年來，在冷湖北山、小賽什騰山以及賽什騰山三岔溝一帶發(fā)現(xiàn)了一系列具島弧或活動(dòng)大陸邊緣弧性質(zhì)的中二疊世花崗巖，且均被認(rèn)為是宗務(wù)隆洋向南俯沖的產(chǎn)物(吳鎖平， 2008； 邱士東等， 2015； 高萬里等， 2019)。賽什騰輝長巖位于柴北緣構(gòu)造帶歐龍布魯克地塊西北部，LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年顯示其形成于中二疊世早期(271±3 Ma)，與上述花崗巖相似，形成于活動(dòng)大陸邊緣島弧環(huán)境。結(jié)合晚古生代晚期區(qū)域地質(zhì)演化特征，認(rèn)為賽什騰輝長巖可能為中二疊世早期宗務(wù)隆洋殼向歐龍布魯克地塊南向俯沖的產(chǎn)物，表明宗務(wù)隆有限洋盆向西延伸至冷湖北山-賽什騰山一帶，并在中二疊世早期之前已經(jīng)發(fā)生洋殼俯沖作用。然而，紅柳溝北-八羅根郭勒河一帶中二疊世(266.8±1.5 Ma)的輝綠玢巖-輝長巖-枕狀玄武巖-細(xì)碧巖-硅質(zhì)巖組合被認(rèn)為是宗務(wù)隆構(gòu)造帶當(dāng)時(shí)洋殼物質(zhì)的一部分，代表著中二疊世宗務(wù)隆構(gòu)造帶中部仍處于洋盆發(fā)育階段(許海全等，2019)。天峻南山及其以東地區(qū)廣泛出露的晚二疊世-中三疊世的活動(dòng)大陸邊緣島弧型花崗巖(強(qiáng)娟，2008；郭安林等，2009；彭淵等，2016)則暗示宗務(wù)隆構(gòu)造帶東段晚二疊世-中三疊世仍處于洋殼俯沖演化階段，而同時(shí)期小賽什騰山S型花崗巖的形成則表明該地區(qū)中三疊世早期(242.6±3.2 Ma)已經(jīng)發(fā)展俯沖結(jié)束后的同碰撞階段(楊明慧等， 2002)。通過上述分析可知，宗務(wù)隆構(gòu)造帶西段俯沖-碰撞事件明顯早于東段，而東西兩段俯沖-碰撞時(shí)限的差異表明宗務(wù)隆洋盆存在西早東晚的“剪刀式閉合”的可能。

6 結(jié)論

(1) 鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年結(jié)果顯示賽什騰輝長巖的結(jié)晶年齡為271±3 Ma(MSWD=0.027)，表明輝長巖形成時(shí)代為中二疊世早期。

(2) 巖石地球化學(xué)特征顯示，賽什騰輝長巖源于地幔尖晶石二輝橄欖巖的部分熔融，巖漿在演化過程經(jīng)歷了一定程度的斜長石和單斜輝石結(jié)晶分異作用，并遭受了弱的中上地殼物質(zhì)的同化混染。

(3) 賽什騰輝長巖形成于活動(dòng)大陸邊緣島弧環(huán)境，是中二疊世早期宗務(wù)隆洋西段南向俯沖的產(chǎn)物。結(jié)合區(qū)域構(gòu)造演化可知，晚古生代晚期宗務(wù)隆構(gòu)造帶俯沖碰撞事件存在西早東晚的演化特征。