陶再禮 尹繼元 袁超 肖文交 陳文 陳岳龍 王雅美 楊帆

西昆侖造山帶位于塔里木克拉通西南緣與青藏高原西北緣之間，向東以阿爾金斷裂與東昆侖相連，向西連接青藏高原西構(gòu)造結(jié)帕米爾高原(圖1a)。西昆侖造山帶是古亞洲和古特提斯構(gòu)造域的結(jié)合部位，經(jīng)歷了多期次特提斯洋洋盆的開啟、俯沖、消減以及微陸塊的增生造山作用(Yin and Harrison, 2000; 肖文交等，2000; Jiangetal., 2002, 2013; Yuanetal., 2002; Xiaoetal., 2003, 2005; Gibbonsetal., 2015；Zhangetal., 2018a, b; 張傳林等，2019)。該地區(qū)對研究原特提斯洋與古特提斯洋，以及青藏高原早期形成與演化歷史具有重要的意義。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)簡圖

自新元古代晚期以來，西昆侖造山帶發(fā)育多期次的巖漿作用與成礦過程，它們的形成與原特提斯和古特提斯洋洋盆的俯沖-閉合演化密切相關(guān)(肖文交等，2000; Xiaoetal., 2003, 2005；張傳林等，2019；Yinetal., 2020; Qiaoetal., 2021)。近年來，前人對于西昆侖造山帶巖漿活動進(jìn)行了大量的研究，表明自奧陶紀(jì)以來塔里木克拉通南部可能存在與原特提斯洋俯沖相關(guān)的活動大陸邊緣(Wangetal., 2021a; Zhangetal., 2021)。然而，由于西昆侖造山帶惡劣的自然環(huán)境，導(dǎo)致該地區(qū)野外地質(zhì)考察難度較大、所獲取的基礎(chǔ)地質(zhì)資料有限。迄今為止，前人對于該地區(qū)早古生代原特提斯洋的構(gòu)造演化及其相關(guān)的巖漿作用認(rèn)識尚未達(dá)成一致，特別是對原特提斯洋的俯沖極性和閉合時限等仍存在較大爭議(Yuanetal., 2002; Xiaoetal., 2003, 2005; Jiangetal., 2013; 張傳林等，2019；Yinetal., 2020)。一些學(xué)者認(rèn)為早古生代原特提斯洋向北俯沖消亡(Yuanetal., 2002；袁超等，2003；韓芳林，2006)，閉合時限為晚奧陶-早泥盆世(鄧萬明，1995; Wang, 2004)。另一種觀點(diǎn)認(rèn)為，早古生代原特提斯洋向南俯沖(Liaoetal., 2010; Zhuetal., 2018; Liuetal., 2019; 張傳林等，2019)，并在晚奧陶-早志留世期間發(fā)生閉合(Matteetal., 1996; Mattern and Schneider, 2000; Yeetal. 2008; Liaoetal., 2010; Jiaetal., 2013; Liuetal., 2014)。此外，Xiaoetal. (2002, 2003)認(rèn)為，原特提斯洋在晚寒武-早奧陶世俯沖極性發(fā)生轉(zhuǎn)換，由南向俯沖轉(zhuǎn)換為北向俯沖，并發(fā)育中-晚奧陶世安第斯型弧巖漿作用。

綜上所述，盡管前人對于原特提斯洋在中-晚奧陶世時期俯沖極性和閉合時限存在不同的認(rèn)識，但均認(rèn)同中-晚奧陶世是原特提斯洋構(gòu)造演化的關(guān)鍵時期(Yuanetal., 2002; Xiaoetal., 2003; Zhangetal., 2018a, b; Zhuetal., 2018; Liuetal., 2019)。因此，研究西昆侖中-晚奧陶世巖漿活動，對于理解西昆侖造山帶乃至整個青藏高原早期的形成與演化具有重要的意義。

基于此，本文分別對西昆侖造山帶中阿喀孜和賽圖拉兩處的早古生代侵入巖開展了詳細(xì)的巖石學(xué)、全巖地球化學(xué)、Sr-Nd 同位素以及鋯石U-Pb 定年和Hf-O 同位素分析，揭示其巖石成因和源區(qū)組成，并結(jié)合前人研究資料，探討其形成時的構(gòu)造環(huán)境，為進(jìn)一步約束原特提斯洋的俯沖極性及其動力學(xué)過程提供依據(jù)。

1 地質(zhì)背景和樣品特征

西昆侖造山帶位于青藏高原西北緣與塔里木克拉通西南緣的結(jié)合地帶，經(jīng)歷了漫長、復(fù)雜的演化過程(圖1a; Xiaoetal., 2003, 2005; Zhangetal., 2007)。構(gòu)造上，西昆侖造山帶自北向南主要劃分為北昆侖地體、南昆侖地體、甜水海地體和喀喇昆侖地體4個構(gòu)造單元，其間分別以庫地-其曼于特蛇綠縫合帶、麻扎-康西瓦縫合帶以及紅山湖-喬爾天山縫合帶為界(圖1b；Jiangetal., 2002; Xiaoetal., 2002, 2005; Zhangetal., 2007)。

南昆侖地體位于庫地-其曼于特縫合帶以南、麻扎-康西瓦縫合帶以北的區(qū)域，處于西昆侖造山帶中帶，是研究早古生代原特提斯洋構(gòu)造演化的關(guān)鍵位置(圖1b; Xiaoetal., 2003, 2005; Yuanetal., 2005)。南昆侖地體由多種構(gòu)造單元組成，含有前寒武紀(jì)、古生代、中生代地層和蛇綠混雜巖等構(gòu)造單元(Xiaoetal., 2003, 2005; Yuanetal., 2005)。其中，南昆侖地體前寒武紀(jì)基底主要由古元古代和中元古代不同程度的變質(zhì)巖組成，巖石組合包括黑云母/角閃片巖、黑云母/角閃片麻巖、長石石英變粒巖、透輝石大理巖以及混合巖化片麻巖等(張傳林等，2019)。區(qū)內(nèi)出露的庫地蛇綠巖是一套逆沖型蛇綠混雜巖，主要由超鎂鐵質(zhì)巖、層狀輝長巖、基性火山巖、雜色火山碎屑巖系和最上部的復(fù)理石蓋層組成(潘裕生等，2000)。前人對蛇綠巖體中的基性-超基性巖進(jìn)行了鋯石U-Pb定年，獲得年齡范圍為526～494Ma，表明其形成于寒武紀(jì)(肖序常等, 2003; 張傳林等, 2004;李天福和張建新, 2014)。庫地蛇綠混雜巖火山層序的地球化學(xué)特征表明，它們形成于初始俯沖環(huán)境(Yuanetal., 2005)或大洋盆地早期裂谷階段(Yangetal., 1996; Wang, 2004)，是原特提斯洋早期演化的產(chǎn)物。南昆侖地體內(nèi)巖漿活動較為強(qiáng)烈，其巖石組合類型相對復(fù)雜，大致可分為兩個不同時期，一是與原特提斯洋演化密切相關(guān)的早古生代巖漿巖帶，即北帶；另一個是與古特提斯洋演化密切相關(guān)的晚古生代-早中生代巖漿巖帶，即南帶(圖1b; Xiaoetal., 2003; Zhangetal., 2018a, 2019a; Yinetal., 2020)。研究表明，南昆侖早古生代早期(530～485Ma)的花崗巖顯示出島弧巖漿特征，為典型的I 型花崗巖，具有相對虧損的Sr-Nd同位素組成(Liuetal., 2014; Zhangetal., 2019a; Yinetal., 2020) 。而晚期(485～430Ma)的花崗巖包含有I 型花崗巖和S型花崗巖(張傳林等，2019)，其地球化學(xué)特征表現(xiàn)出大陸弧巖漿作用，伴有相對富集的Sr-Nd同位素特征(袁超等，2003; Liaoetal., 2010; Jiaetal., 2013; Wuetal., 2021)。

本次研究的樣品WK1620(37°4′59″N、76°51′0″E)和WK1631(36°18′54″N、78°13′36″E)分別采于南昆侖地體內(nèi)的阿喀孜和賽圖拉巖體(圖1c, d)，它們均侵入前寒武紀(jì)地層中，大致呈北西方向展布。其中，阿喀孜二長巖為塊狀構(gòu)造，似斑狀結(jié)構(gòu)(圖2a)。巖石斑晶主要為鉀長石(～40%)，呈近半自形板狀，雜亂分布，粒度5～10mm，為正長石(圖2b)?；|(zhì)由斜長石(～40%)、石英(～5%)鉀長石(～5%)、黑云母(～7%)、白云母(～3%)組成。斜長石呈半自形板狀，高嶺土化、絹云母化明顯，輕黝簾石化。鉀長石呈他形粒狀，雜亂分布，粒度一般0.2～2mm，部分2～4mm，為正長石。黑云母、白云母呈片狀，雜亂分布(圖2b)。賽圖拉石英閃長巖為塊狀構(gòu)造，中粒半自形粒狀結(jié)構(gòu)(圖2c)，巖石由斜長石(～60%)、鉀長石(<5%)、石英(～10%)、黑云母(～10%)、角閃石(～15%)組成(圖2d)。斜長石呈半自形板狀，雜亂分布，粒度一般2～5mm。鉀長石呈他形粒狀，零散分布，粒度一般2～3mm。石英呈他形粒狀，填隙狀分布。黑云母呈片狀，多色性明顯，少數(shù)被綠泥石、綠簾石交代。角閃石呈半自形柱狀，為普通角閃石，多色性明顯，雜亂分布，粒度一般2～4mm，局部被黑云母交代。

圖2 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖(a、b)和賽圖拉石英閃長巖(c、d)野外和顯微鏡照片

2 分析方法

2.1 礦物電子探針分析

本次研究基于野外和顯微鏡下礦物顆粒形態(tài)與結(jié)構(gòu)的觀察，選取賽圖拉石英閃長巖中的角閃石顆粒進(jìn)行電子探針成分分析。本次研究的角閃石電子探針分析是在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所電子探針實(shí)驗(yàn)室完成, 測試儀器選用JXA-8100, 儀器在加速電壓15kV、電流2×10-8A、攝譜時間10sec、束斑直徑5μm的條件下工作。角閃石Fe3+校正依據(jù)Si+Al+Ti+ Mg+Fe+Mn=13 進(jìn)行(Droop，1987)。

2.2 全巖主、微量元素分析

全巖主量元素和微量元素分析分別在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室和中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。在做元素測試分析前，首先選取蝕變較弱的巖石樣品，清除表面雜質(zhì)后破碎成巖屑，然后放到稀鹽酸中浸泡1h，去掉次生的碳酸鹽礦物，用去離子水在超聲波中清洗樣品，并重復(fù)2～3次，烘干后用磨樣機(jī)磨至200目供測試分析。主量元素分析采用Rigaku RIX2000 型熒光光譜儀(XRF)，其SiO2分析精度約為±1%，MnO和P2O5的分析精度約為±5%，其他主量元素的分析精度約為±2%，詳細(xì)步驟見參考文獻(xiàn)Yuanetal.(2010)。微量元素分析流程為：①準(zhǔn)確稱取50mg 樣品放于聚四氟乙烯坩堝中，加入1mL HF 和1mL HNO3；②將坩堝放入鋼套中密封，再置于烘箱中在190℃下加熱36h，消解樣品；③冷卻后取出坩堝，置于低溫電熱板上蒸干，加入1mL HNO3繼續(xù)蒸干完全；④于坩堝中準(zhǔn)確加入5×10-7g 的Rh 內(nèi)標(biāo)溶液、2mL HNO3、3mL去離子水，重新置于鋼套中，于140℃下加熱5h。冷卻后取出坩堝，搖勻，取0.4mL 溶液至離心管中，定容至10mL，使用ELAN DRC-e ICP-MS測定，分析精度通常優(yōu)于5%。詳細(xì)流程見參考文獻(xiàn)Qietal.(2000)。

2.3 全巖Sr-Nd同位素分析

全巖Sr-Nd同位素分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。根據(jù)所測樣品微量元素含量，相應(yīng)地稱同位素樣品于Teflon溶樣器中；然后加入純化的1:1 HNO3和HF混合溶樣，在加熱板上加熱溶樣5～7天，之后開蓋蒸干；加入4mol/L HNO3將其蒸干；然后再次加入4mol/L HNO3保溫4h以上，使溶液顏色為無色透明。Sr和稀土元素在專用的陽離子交換柱上進(jìn)行分離，分離出的REE蒸干，之后用硝酸溶解，進(jìn)一步采用EDEHP樹脂提取純化的Nd。本文中Sr-Nd同位素分別在Triton系列熱電離質(zhì)譜儀(TIMS)和Micromass Isoprobe型多接受器電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(MC-ICP-MS)上測試完成。此外，本次樣品86Sr/88Sr和143Nd/144Nd質(zhì)量分餾分別用86Sr/88Sr=0.1194和143Nd/144Nd=0.7219校正，并且 Sr、Nd 同位素分析流程的空白樣均小于3×10-10g。詳細(xì)的分析流程見梁細(xì)榮等(2002)和韋剛健等(2002)。

2.4 鋯石U-Pb定年分析

鋯石顆粒是通過樣品破碎、重選、磁選、手工挑純等常規(guī)程序完成。在雙目顯微鏡下挑選出最適合測試的鋯石顆粒，用環(huán)氧樹脂固定在玻璃板上，并將鋯石拋光，用反射光和透射光照相、陰極發(fā)光掃描電子顯微鏡(CL)檢查鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)，挑選出鋯石測試點(diǎn)。鋯石U-Pb年齡測試在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成，鋯石U-Pb定年分析在激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)上完成。實(shí)驗(yàn)條件為：根據(jù)鋯石大小，激光剝蝕束斑設(shè)為40～50μm；激光脈沖頻率為8Hz，脈沖輸出能量為100mJ。實(shí)驗(yàn)過程中，分別使用標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500和GJ-1作為外標(biāo)和內(nèi)標(biāo)來校正數(shù)據(jù)；同時使用標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500和標(biāo)準(zhǔn)硅酸鹽玻璃NIST 610作為元素分餾校正的內(nèi)標(biāo)來優(yōu)化儀器。詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)方法和流程見謝烈文等(2008)。鋯石年齡的分餾校正和計(jì)算使用ULITTER 4.0軟件完成。所有年齡結(jié)果均以204Pb含量做了普通鉛校正(Andersen，2002)，采用Isoplot (Ver. 3.0)繪制U-Pb年齡諧和圖和相對概率直方圖，詳見Ludwig(2003)。

2.5 鋯石Lu-Hf同位素分析

鋯石原位Lu-Hf同位素分析是在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所完成，測試儀器選用配有193nm激光取樣系統(tǒng)的Neptune多接受電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)。Hf同位素分析在原來U-Pb年齡分析的點(diǎn)上進(jìn)行。激光剝蝕取樣的過程中，激光脈沖頻率為6Hz，束斑直徑為60μm。標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500的176Hf/177Hf值和176Lu/177Hf比值分別為0.282282±8 (2σ，n=30)和0.00031，與激光剝蝕法測得的176Hf/177Hf推薦值0.282307±31(2σ)(謝烈文等, 2008)吻合。所測點(diǎn)基本為原位分析鋯石U-Pb定年點(diǎn)，每分析8個樣品測點(diǎn)分析一次GJ-1作為監(jiān)控點(diǎn)，本次實(shí)驗(yàn)GJ-1的測試精準(zhǔn)度為0.282030±30 (2σ)，詳細(xì)步驟見謝烈文等(2008)。

2.6 鋯石氧同位素分析

鋯石原位氧同位素分析在中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所離子探針實(shí)驗(yàn)室的Cameca IMS-1280 型雙離子源多接收器二次離子質(zhì)譜儀上進(jìn)行。實(shí)驗(yàn)采用強(qiáng)度為～2nA 一次133Cs+離子束通過10kV加速電壓轟擊樣品表面，使用高斯照明方式聚焦于約10μm大小，并以光柵掃描方式掃描10μm 大小的范圍，經(jīng)過-10kV加速電壓提取負(fù)二次離子，然后通過30eV能量窗過濾，質(zhì)量分辨率為2500，使用2個法拉第杯同時接收16O和18O。采用核磁共振技術(shù)來控制磁場穩(wěn)定性，一般可達(dá)到<3×10-6/16h。其中，鋯石16O信號一般為1×109cps，每個樣品點(diǎn)分析采集16組數(shù)據(jù)，單組積分時間4s，單點(diǎn)測量時間約5min。使用蓬萊標(biāo)準(zhǔn)鋯石δ18OVSMOW=5.3±0.10‰(2σ)和青湖標(biāo)準(zhǔn)鋯石δ18OVSMOW=5.4±0.2‰(2σ)對測得的氧同位素值進(jìn)行儀器質(zhì)量分餾(IMF)校正。對于18O/16O比值，單次分析的內(nèi)部精密度一般優(yōu)于0.2‰～0.3‰ (1σ)，使用蓬萊標(biāo)準(zhǔn)鋯石作為外標(biāo)對數(shù)據(jù)進(jìn)行校正，其內(nèi)部精度為0.50‰(2SD，n=68)。詳細(xì)分析流程見Yangetal. (2018)。

3 分析結(jié)果

3.1 礦物化學(xué)特征

本文對西昆侖造山帶賽圖拉地區(qū)石英閃長巖中的角閃石進(jìn)行了礦物電子探針分析，分析結(jié)果見表1。角閃石作為石英閃長巖中主要的鎂鐵質(zhì)礦物，記錄母巖漿的結(jié)晶物理?xiàng)l件和化學(xué)性質(zhì)(Ridolfietal., 2010; Ridolfi and Renzulli, 2012)。角閃石主要呈自形-半自形柱狀(圖2d)，具有較低的Mg/(Mg+Fe2+)比值(0.42～0.47；表1)，屬于鈣鎂閃石(Leakeetal., 1997)，并且具有較高的Fe/(Mg+Fe)比值(0.55～0.60)，表明它們是在高氧逸度(fO2)條件下結(jié)晶形成的(Anderson and Smith，1995)。根據(jù)Ridolfietal. (2010)提出的角閃石溫度計(jì)計(jì)算公式得到石英閃長巖中角閃石的形成溫度范圍為866～906℃，平均值為884℃。此外，結(jié)合多種角閃石壓力計(jì)計(jì)算公式得到石英閃長巖中角閃石結(jié)晶壓力范圍為0.24～0.47GPa，壓力平均值為0.34GPa(表1; Hollisteretal., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Ridolfietal., 2010)。

表1 西昆侖造山帶賽圖拉石英閃長巖(樣品WK1631)角閃石電子探針成分 (wt%)

3.2 鋯石U-Pb年齡

分別對西昆侖造山帶阿喀孜二長巖(樣品WK1620)和賽圖拉石英閃長巖(樣品WK1631)進(jìn)行了鋯石U-Pb定年分析，詳細(xì)分析結(jié)果見表2。

表2 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb分析結(jié)果

兩件樣品的鋯石都呈透明-半透明無色或淡黃色，顆粒晶形較好，大部分為自形-半自形的柱狀，粒徑大小介于100～350μm 之間，長寬比約為2:1～3:1。鋯石的陰極發(fā)光圖像顯示其發(fā)育有良好的巖漿振蕩環(huán)帶(圖3)，結(jié)合其高的Th/U 比值(0.41～1.13)， 表明其為典型的巖漿鋯石(Belousovaetal., 2002)。阿喀孜二長巖所測15顆鋯石的206Pb/238U 年齡介于452～461Ma之間，所有分析點(diǎn)均位于206Pb/238U 與207Pb/238U 諧和線上及其附近(圖3a)，具有較好的協(xié)和性，其加權(quán)206Pb/238U年齡為456±2Ma(MSWD=2.0，圖3a)，該年齡代表阿喀孜二長巖的結(jié)晶年齡。賽圖拉石英閃長巖(樣品WK1631)所測22顆鋯石的206Pb/238U 年齡介于449～456Ma之間，顯示出有良好的協(xié)和度。鋯石206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為452±2Ma(MSWD=0.48，圖3b)，代表了賽圖拉石英閃長巖的結(jié)晶年齡。該年齡與阿喀孜二長巖的結(jié)晶年齡在誤差范圍內(nèi)一致。

圖3 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖與賽圖拉石英閃長巖的鋯石U-Pb 年齡諧和圖和加權(quán)年齡直方圖

3.3 主、微量元素特征

阿喀孜二長巖的SiO2含量介于56.5%～59.2%，顯示出高鉀(K2O=5.82%～6.72%)、富堿(Na2O+K2O=10.5%～11.8%)、低鎂(MgO=0.89%～0.97%)等特征(表3)；此外，分析樣品具有較高K2O/Na2O比值(>1)，里特曼指數(shù)δ=8.1～8.9，屬于鉀質(zhì)堿性巖系列范圍(圖4a, b)。所有樣品均具有較高的Al2O3含量(19.6%～20.4%)和中等的鋁飽和指數(shù)(A/CNK=1.00～1.06)，屬弱過鋁質(zhì)巖石系列(圖4c)。在SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)圖解中，巖石樣品落入鐵質(zhì)巖石區(qū)域(圖4d)。

表3 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖主量元素(wt%) 與微量元素(×10-6)組成

阿喀孜二長巖顯示出較高的稀土元素總量(ΣREE=465×10-6～493×10-6)，輕稀土富集((La/Yb)N=30～32)，重稀土相對平坦((Ho/Yb)N=0.88～0.95)，以及輕微的負(fù)Eu 異常(δEu=0.83～0.95)(圖5a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中，阿喀孜二長巖富集大離子親石元素(如：Rb、Ba、Th和K等)和輕稀土元素，相對虧損Nb、Ta、P和Ti等元素(圖5b) 。

賽圖拉石英閃長巖的SiO2含量為56.8%～58.6%，顯示出較高K2O/Na2O 比值(1.22～1.51)、MgO 含量(2.93%～3.41%)和Mg#值(45)，以及具有相對較低的全堿含量(Na2O+K2O=5.75%～6.40%)，其里特曼指數(shù)(σ)<3.3，屬于高鉀鈣堿性系列巖石(圖4b)。在侵入巖TAS 圖解上，樣品落入亞堿性系列閃長巖-二長巖區(qū)域 (圖4a)。另外， 這些樣品具有相對低的A/CNK比值(0.85～0.89)，屬于弱過鋁質(zhì)巖石系列(圖4c)。在SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)圖解中，巖石樣品均落入鎂質(zhì)巖石范圍(圖4d)。

圖4 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖主量元素判別圖

賽圖拉石英閃長巖稀土元素總量(ΣREE)在152×10-6～233×10-6之間，顯示出較高的 (La/Yb)N(8.92～15.64)，輕重稀土分餾明顯，伴隨著弱的負(fù)Eu 異常(δEu=0.70～0.75)(圖5a)。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蜘蛛圖中，所有樣品都顯示富集大離子親石元素(Rb、Th、U和K 等)和輕稀土元素，明顯虧損Nb、Ta、P和Ti等元素，且Sr 和Ba顯示出輕微的虧損特征(圖5b)。

3.4 Sr-Nd同位素特征

本文對阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖進(jìn)行了全巖Sr-Nd同位素分析，詳細(xì)分析數(shù)據(jù)見表4。分別使用456Ma和452Ma來計(jì)算二長巖和石英閃長巖樣品初始(87Sr/86Sr)i和εNd(t)值。阿喀孜二長巖兩件樣品均具有較高的初始(87Sr/86Sr)i值(0.72057～0.72186)(圖6a)和較低的147Sm/144Nd 比值(0.0774～0.0791)。所有樣品均顯示出負(fù)的εNd(t)值(-5.1～-4.5)，二階 Nd 模式年齡(tDM2)為1.56～1.60Ga。賽圖拉石英閃長巖也表現(xiàn)出富集的Sr-Nd同位素特征，樣品的初始(87Sr/86Sr)i值為0.71317～0.71322(圖6a),147Sm/144Nd 比值為0.1200～0.1208，εNd(t)值為-5.6～-5.1，二階Nd 模式年齡為1.60～1.65Ga。

表4 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖全巖Sr-Nd 同位素分析結(jié)果

3.5 Hf-O同位素特征

完成鋯石U-Pb年齡測試后，對靶進(jìn)行拋光，在測年鋯石顆粒相同位置進(jìn)行Hf同位素分析，分析結(jié)果見表5。其中阿喀孜二長巖的16 顆鋯石測點(diǎn)的176Lu/177Hf 比值在0.00086～0.00173 之間，(176Hf/177Hf)i值為0.28227～0.28239，εHf(t)值為-7.6～-3.4(用t=456Ma來計(jì)算)(表5、圖7a)，二階段Hf 模式年齡為1.65～1.92Ga。賽圖拉石英閃長巖所測鋯石點(diǎn)的176Lu/177Hf 值為0.00045～0.00108，(176Hf/177Hf)i值范圍為0.28229～0.28241，εHf(t)值范圍介于-7.8～-2.9之間(表5、圖7c)，二階段Hf 模式年齡為1.63～1.94Ga。

表5 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖鋯石Lu-Hf 同位素組成分析結(jié)果

對西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖樣品重新制靶進(jìn)行鋯石O 同位素分析，詳細(xì)分析結(jié)果見表6。阿喀孜二長巖共分析16顆鋯石，所測鋯石點(diǎn)的δ18O 變化范圍為5.39‰～7.94‰ (圖7b)，平均值為7.27‰。賽圖拉石英閃長巖共15顆鋯石，δ18O 變化范圍為6.64‰～7.86‰(圖7d)，平均值為7.26‰。

表6 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖鋯石氧同位素分析結(jié)果

4 討論

4.1 巖石成因

4.1.1 賽圖拉石英閃長巖

本次研究的石英閃長巖樣品顯示出中等的SiO2含量(56.8%～58.8%)，類似于大陸地殼，且具有明顯的Nb-Ta負(fù)異常，表明其源區(qū)可能存在大陸地殼成分(圖7b；Rudnick，1995)。因此，分析其源區(qū)是否發(fā)生地殼混染，對于研究其巖石成因具有重要的意義。一般來說，巖漿在上升過程中會同化混染地殼物質(zhì)(Spera and Bohrson, 2001)，并且會導(dǎo)致全巖εNd(t)、Mg#、Nb/La和Nb/Th比值降低，而初始(87Sr/86Sr)i比值增加。然而，本次研究中石英閃長巖樣品具有相對較均一的εNd(t)值和(87Sr/86Sr)i比值(圖6a)，同時Mg#值和Nb/Th比值隨SiO2含量的升高而無明顯變化(表3)，表明其源區(qū)并沒有發(fā)生明顯的地殼同化混染作用。此外，在Harker 圖解中，賽圖拉石英閃長巖顯示出明顯的線性變化趨勢，指示其源區(qū)在巖漿演化過程中可能經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分離作用(圖8)。 其中，這些樣品的主、微量元素MgO、CaO、CaO/Al2O3、Cr、Ni與SiO2之間呈負(fù)相關(guān)，表明其源區(qū)發(fā)生了橄欖石、角閃石和輝石的分離結(jié)晶作用。而Fe2O3、TiO2與SiO2之間的呈負(fù)相關(guān)性，結(jié)合微量元素蛛網(wǎng)圖中P 和Ti明顯負(fù)異常(圖5b)，表明其發(fā)生了磷灰石和Fe-Ti等氧化物分離結(jié)晶。反之，賽圖拉石英閃長巖具有較弱的負(fù)Eu異常(δEu=0.70～0.75)，且Eu/Eu*與SiO2之間沒有明顯的負(fù)相關(guān)性，表明賽圖拉石英閃長巖演化過程中并沒有經(jīng)歷斜長石的分離結(jié)晶作用。

圖5 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)與原始地幔標(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)

圖6 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖εNd(t)-(87Sr/86Sr)i(a)和 (Hf/Sm)N-(Ta/La)N(b)圖解(底圖據(jù)La Flèche et al., 1998)

圖7 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖鋯石εHf(t)和δ18O值直方圖

目前，關(guān)于準(zhǔn)鋁質(zhì)高鉀鈣堿性石英閃長巖的巖石成因主要有三種不同的觀點(diǎn)：(1)基性下地殼的部分熔融(Chappell and White, 2001)；(2)幔源巖漿和殼源巖漿之間的混合(Kempetal., 2007)；(3)俯沖流體或熔體交代地幔楔的部分熔融(Kelemen，1995; Shietal., 2021)。賽圖拉石英閃長巖SiO2在56.8%～58.8%之間，具有相對高的MgO含量(2.93%～3.41%)和Mg#值(～45)，不同于基性下地殼部分熔融產(chǎn)生的巖漿(SiO2>65%，Mg#值通常小于40; Rapp and Watson, 1995; Rappetal., 1999)。同時，殼源巖漿具有相對低的Nb/Ta (平均值11)和Ti/Zr比值(平均值<20)，而賽圖拉石英閃長巖的Nb/Ta和Ti/Zr比值分別介于14～17 和42～62，明顯高于殼源巖漿的范圍，而與幔源巖漿Nb/Ta (平均值17.5)和Ti/Zr (平均值> 40)比值相近(Sun and McDonough, 1989; Rudnick and Gao, 2003)。因此，賽圖拉石英閃長巖的源區(qū)并不是來自基性下地殼。此外，幔源巖漿和殼源巖漿之間的混合形成的中性巖通常會伴隨有大量的鐵鎂質(zhì)包體，并具有相對分散的同位素成分(吳福元等，2007)。與之相比，賽圖拉石英閃長巖巖體缺乏鐵鎂質(zhì)包體(圖2c)，且?guī)r石樣品具有相對一致的Sr-Nd-Hf-O同位素組成，表明石英閃長巖不是來自于幔源與殼源巖漿混合。因此，賽圖拉閃長巖樣品表現(xiàn)出富集大離子親石元素，虧損高強(qiáng)場元素，暗示其源區(qū)可能為受到俯沖流體或熔體交代的地幔楔。研究表明，俯沖板片或拆沉下地殼部分熔融的熔體與地幔反應(yīng)可以形成中-酸性巖漿，且這種類型的巖漿通常顯示埃達(dá)克巖特征，伴有高Sr /Y 比值和低Y 和Yb 含量(Defant and Drummond, 1990; Stern and Kilian, 1996)。然而，賽圖拉石英閃長巖具有相對較低的Sr/Y 比值以及較高的Y 和Yb 含量(表3)，不同于俯沖板片或拆沉下地殼來源的埃達(dá)克巖。同時，在(Ta/La)N-(Hf/Sm)N圖解中(圖6b)，賽圖拉石英閃長巖主要落入俯沖流體交代作用的區(qū)域，表明其地幔源區(qū)可能受俯沖板片流體交代的影響。加之，本次研究的石英閃長巖樣品具有富集的Sr-Nd-Hf同位素成分，類似于西昆侖地區(qū)同時期的基性巖富集的同位素特征(圖6a；Yeetal., 2008; Zhangetal., 2016, 2021; Wangetal., 2021a)，進(jìn)一步暗示其源區(qū)可能來源于受流體交代的富集地幔楔。

最后，本文使用Rhyolite-MELTS熱力學(xué)程序模擬巖漿的分離結(jié)晶過程，用來判斷石英閃長巖樣品是否來源于富集地幔巖漿的分離結(jié)晶。根據(jù)角閃石溫壓計(jì)表明，初始巖漿中水含量為+1%、氧逸度為ΔQFM+1～ΔQFM+2，富集地幔巖漿可以在0.3GPa的壓力下分離結(jié)晶形成賽圖拉石英閃長巖巖體。在本次模擬中，我們選取塔里木克拉通南緣(北昆侖地塊)中奧陶世玄武巖樣品(1144AY-3；桑明帥等，2019)作為分離結(jié)晶的初始巖漿。模擬結(jié)果表明，賽圖拉石英閃長巖可由玄武巖(1144AY-3)通過橄欖石、輝石、角閃石、長石以及Fe-Ti氧化物分離結(jié)晶而形成(圖8a-e)。綜上所述，我們認(rèn)為本文的石英閃長巖可能來源于受俯沖流體交代的巖石圈地幔，并且在上升過程中伴隨著大量的橄欖石、輝石、角閃石、磷灰石和Fe-Ti氧化物的分離結(jié)晶，地殼混染作用不明顯。

圖8 西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖主量和微量元素與SiO2的二元圖

4.1.2 阿喀孜二長巖

阿喀孜二長巖具有高的全堿(Na2O+K2O=10.5%～11.8%)和K2O (5.82%～6.72%)含量，以及較高 K2O/Na2O 比值(1.20～1.44)，在(Na2O+K2O)-SiO2圖中投影點(diǎn)落在堿性區(qū)域, 屬于典型的鉀質(zhì)堿性巖石。長期以來，關(guān)于鉀質(zhì)堿性巖的巖石成因一直備受爭議，多種可能的源區(qū)已經(jīng)被提出：(1)來源于地幔的部分熔融(Eby, 1992; Zhuetal., 2020)；(2)幔源基性巖漿與殼源巖漿混合后結(jié)晶分異的產(chǎn)物(Yangetal., 2006)；(3)形成于基性下地殼物質(zhì)的部分熔融(Kingetal., 1997; Patio Douce, 1997)。

首先，地幔部分熔融作用形成的巖漿通常具有較高的MgO、Cr、Ni含量和較高的Mg#值(>40；Bakeretal., 1995)。然而，本次研究的二長巖具有極低的MgO(0.88%～0.97%)、Cr(2.71×10-6～4.03×10-6)和Ni(1.39×10-6～3.01×10-6)含量，以及較低的Mg#值(27～28)，明顯低于地幔部分熔融形成的巖漿(Bakeretal., 1995)。同時，阿喀孜二長巖具有相對富集的Sr-Nd同位素特征((87Sr/86Sr)i=0.72057～0.72186;εNd(t)=-5.1～-4.5)(圖6a)，不同于西昆侖造山帶同時期來源于富集地幔基性巖的同位素特征(圖6a; Zhangetal., 2016; Wangetal., 2021a)，表明其不是富集地幔部分熔融形成的產(chǎn)物。另外，阿喀孜二長巖與賽圖拉石英閃長巖在巖石學(xué)和地球化學(xué)上有明顯差異: (1)二長巖主要礦物為鉀長石、斜長石、黑云母，具有少量石英、白云母，而石英閃長巖主要為斜長石、角閃石、石英，以及少量的黑云母；(2)石英閃長巖稀土總量(ΣREE=145×10-6～252×10-6)明顯低于二長巖的稀土元素總量(ΣREE=466×10-6～494×10-6)，并且石英閃長巖具有更高的Nb 和Ta虧損程度(圖5b)；(3) 二長巖的A/CNK 值(0.99～1.06)較石英閃長巖的A/CNK 值(0.85～0.89)高，且二長巖的Al2O3、Na2O 和全堿(K2O+Na2O)含量明顯高于石英閃長巖的相應(yīng)元素含量；(4)在哈克圖解上，二長巖與石英閃長巖多表現(xiàn)出相互平行的元素變化趨勢(圖8a-i)，并沒有分離結(jié)晶的相關(guān)趨勢。因此，這些特征均表明本次研究的二長巖與石英閃長巖具有不同的巖石成因及源區(qū)，暗示阿喀孜二長巖不可能來源于富集地幔源區(qū)。其次，阿喀孜二長巖缺乏鎂鐵質(zhì)捕虜體/包體(圖2a)以及具有相對一致的Hf-O同位素成分(圖7a, b)，明顯不同于殼?；旌闲纬蓭r漿的物理和同位素地球化學(xué)特征，表明其巖漿源區(qū)也不是幔源基性巖漿與殼源巖漿混合的產(chǎn)物。相比之下，本文二長巖顯示出富集輕稀土元素及Rb、Th、K 等大離子親石元素，而相對虧損Nb、Ta、P和Ti，這些微量元素地球化學(xué)組成指示其與大陸地殼物質(zhì)具有明顯的親緣性(Rudnick and Gao, 2003)。加之，阿喀孜二長巖具有較高的(87Sr/86Sr)i比值(0.72057～0.72186)，負(fù)的全巖εNd(t)值(-5.1～-4.5)和負(fù)的鋯石εHf(t)值(-7.6～-3.4)，類似于同時期阿喀孜地區(qū)地殼部分熔融形成的花崗巖樣品同位素特征((87Sr/86Sr)i=0.70857～0.72293；εNd(t)=-5.7～-4.1；εHf(t)=-7.8～-2.7；Jiaetal., 2013) (圖6a)，表明其源區(qū)可能也來自古老的基性下地殼物質(zhì)的部分熔融。

阿喀孜二長巖具有相對較低的Sr 含量(347×10-6～351×10-6)，高的Yb(2.81×10-6～2.96×10-6)含量，并且表現(xiàn)出平坦的重稀土元素分布模型((Ho/Yb)N=0.87～0.95)，表明其源區(qū)可能為角閃石殘留相，而無石榴子石殘留。另外，這些巖石具有輕微的負(fù)Eu異常(Eu/Eu*=0.86～0.98)，且Eu/Eu*與SiO2之間具有明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖8h)，暗示其源區(qū)可能有少量的斜長石分離結(jié)晶。此外，在微量元素蛛網(wǎng)圖中，阿喀孜二長巖樣品明顯虧損Ti和P(圖5b)，指示巖漿源區(qū)具有磷灰石以及Fe-Ti氧化物的分離結(jié)晶。綜上所述，阿喀孜二長巖由古老的基性下地殼物質(zhì)在低壓下部分熔融形成的，并且伴隨有磷灰石和Fe-Ti氧化物的分離結(jié)晶作用。

4.2 構(gòu)造意義

西昆侖造山帶位于青藏高原的西北緣、塔里木盆地的西南緣，在早古生代經(jīng)歷了多期次俯沖-增生和碰撞作用，是原特提斯洋構(gòu)造演化的關(guān)鍵位置 (Yuanetal., 2002, 2003; Xiaoetal., 2003, 2005; Liaoetal., 2010; Zhangetal., 2016, 2018a, b, 2019a; Yinetal., 2020)。但是，目前對于西昆侖地區(qū)中-晚奧陶世的構(gòu)造背景，仍然存在很大的分歧：一些學(xué)者提出西昆侖造山帶在中-晚奧陶世為后碰撞階段的俯沖板片斷離(高曉峰等，2013)；還有學(xué)者認(rèn)為西昆侖造山帶在中-晚奧陶世為原特提斯洋向南俯沖相關(guān)的島弧環(huán)境(潘裕生等，2000; Liaoetal., 2010; Zhangetal., 2018a, b; Zhuetal., 2018; Wuetal., 2021)，或原特提斯洋向北俯沖相關(guān)的活動大陸邊緣環(huán)境(Xiaoetal., 2003, 2005; 袁超等，2003; 柳坤峰等，2014; Wangetal., 2017)。

西昆侖造山帶賽圖拉地區(qū)晚奧陶世石英閃長巖微量元素表現(xiàn)出富集Rb、Ba、K、Th等大離子親石元素，虧損Nb、Ta、Ti 等高場強(qiáng)元素，具有富集的Sr-Nd-Hf同位素組成，與來自受俯沖板片流體交代的富集地幔源區(qū)(Pearceetal., 1984)特征一致，暗示其形成于俯沖消減的巖漿弧構(gòu)造環(huán)境。另外，賽圖拉石英閃長巖中角閃石具有較高M(jìn)g/(Mg+Fe)值，范圍為0.55～0.60，表明其巖漿源區(qū)具有較高的氧逸度fO2的特征，與俯沖帶相關(guān)的弧巖漿作用一致(Anderson and Smith，1995)。結(jié)合該時期西昆侖地區(qū)東段發(fā)育一套似安第斯型活動大陸邊緣的鈣堿性火山巖組合(桑明帥等，2019；玄武安山巖-安山巖-流紋巖；473Ma)，表明原特提斯洋在中奧陶世還存在俯沖作用(桑明帥等，2019)。再者，Yangetal. (2010)對麻扎-康西瓦地區(qū)早三疊世變質(zhì)巖研究提出，其原巖沉積時代為奧陶紀(jì)至志留紀(jì)，是遠(yuǎn)洋沉積物或沉積在增生楔中的碎屑復(fù)理石建造(韓芳林，2006; Zhangetal., 2007)。最近的研究顯示，西昆侖造山帶南部的蘇巴什蛇綠巖中輝長巖-輝綠巖-玄武巖年齡為446～455Ma，且具有N-MORB 地球化學(xué)特征(Zhaetal., 2022)，表明該蛇綠巖為晚奧陶世原特提斯洋洋殼的殘留組分。因此，這些證據(jù)均表明原特提斯洋在中-晚奧陶世仍然存在，洋殼俯沖作用繼續(xù)發(fā)生。

前人根據(jù)早古生代島弧巖漿主要分布在奧依塔克-庫地縫合帶南側(cè)，認(rèn)為早古生代原特提斯洋的俯沖極性為西南向(潘裕生等，2000; Liaoetal., 2010; Liuetal., 2014, 2019; Zhangetal., 2018a, b; 張傳林等，2019)。然而，根據(jù)島弧巖漿與縫合帶的相對位置來判斷俯沖極性也存在著對縫合帶性質(zhì)認(rèn)識的爭論，例如：一些學(xué)者認(rèn)為奧依塔克-庫地更可能為早古生代俯沖帶的弧后盆地，而得出了俯沖極性為向北的相反結(jié)論(Wang, 2004；Xiao et a1., 2005；韓芳林，2006)。近期的研究顯示，塔里木克拉通南緣(北昆侖地塊)也存在大量的早古生代弧巖漿活動，并提出這些巖漿活動可能與原特提斯洋北向俯沖有關(guān)(桑明帥等，2019; Wangetal., 2021a)。結(jié)合前人研究表明，南昆侖地塊與塔里木克拉通南緣中奧陶世至早志留世基性巖均具有富集的Sr-Nd同位素成分((87Sr /86Sr)i=0.7070954～0.71586，εNd(t)=-6.7～-2.0，Yeetal., 2008; Zhangetal., 2016, 2021; Wangetal., 2021a)，類似于塔里木克拉通南緣新元古基性巖的同位素特征(圖6a；Zhangetal., 2010)。因此，該時期西昆侖地區(qū)基性巖巖漿源區(qū)可能都來自于塔里木克拉通古老的巖石圈地幔。此外，本次研究表明晚奧陶世賽圖拉石英閃長巖和中奧陶世塔里木克拉通南緣的玄武質(zhì)巖石存在著密切的成因聯(lián)系，進(jìn)一步暗示著中-晚奧陶世原特提斯洋向北俯沖到南昆侖與塔里木克拉通南緣。這一觀點(diǎn)也得到下列地質(zhì)證據(jù)的支持：(1)袁超等(2003)基于對庫地128巖體(471Ma)的研究提出，這個巖體形成于活動大陸邊緣(塔里木克拉通南緣)，是原特提斯洋向北俯沖到塔里木克拉通的產(chǎn)物；(2)劉成軍(2015) 通過沉積相和物源分析，認(rèn)為甜水海地區(qū)奧陶系冬瓜山群(O2-3D)的沉積盆地原型為被動大陸邊緣盆地、下志留統(tǒng)溫泉溝群(S1W)的沉積盆地原型為匯聚板塊邊緣殘余海盆。從沉積學(xué)角度證明麻扎-康西瓦-蘇巴什構(gòu)造帶在早古生代已經(jīng)存在，且原特提斯洋至少從中奧陶世開始向北俯沖(柳坤峰等，2014; Wangetal., 2017)。因此，綜合上述證據(jù)，我們認(rèn)為原特提斯洋在中-晚奧陶世向北俯沖到南昆侖與塔里木克拉通之下，形成大量大陸邊緣弧型巖漿巖。

近年來，隨著西昆侖造山帶地質(zhì)研究程度的不斷提高，大量的中-晚奧陶世基性巖、花崗巖以及埃達(dá)克巖已被識別出來，這些巖漿均顯示島弧巖漿的屬性(圖6b; Yeetal., 2008; Liaoetal., 2010; Zhangetal., 2016, 2018a, b, 2019a, b, 2021; Zhuetal., 2018; Lietal., 2019; Wangetal., 2021a; Wuetal., 2021)，且?guī)r漿活動在空間上具有自北向南逐漸變年輕的趨勢(圖1b；韓芳林，2006; Liaoetal., 2010)。另外，本文研究的二長巖具有較高的鋯飽和溫度(TZr=814～862℃；表3)，形成于高溫伸展背景下基性下地殼的部分熔融(圖9)。因此，我們提出中奧陶世原特提斯洋低角度俯沖到塔里木克拉通南緣，隨后由于俯沖板塊回撤，大洋板片由低角度俯沖逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)楦呓嵌雀_，從而形成自北向南逐漸變年輕的一系列巖漿巖(圖9)。上述地球動力學(xué)過程在世界上其它典型造山帶也普遍存在，如中亞造山帶西南緣(Yinetal., 2017; 陶再禮等，2019)、北美西部(Smithetal., 2014)等。

圖9 西昆侖造山帶晚奧陶世原特提斯洋構(gòu)造演化圖

5 結(jié)論

(1)西昆侖造山帶阿喀孜二長巖和賽圖拉石英閃長巖體的鋯石U-Pb年齡分別為456±2Ma和452±2Ma，均為晚奧陶世。

(2)西昆侖造山帶阿喀孜二長巖為鉀質(zhì)堿性巖石，由古老基性下地殼部分熔融而成，伴有磷灰石和Fe-Ti氧化物的分離結(jié)晶。而賽圖拉石英閃長巖是高鉀鈣堿性巖石，來源于受俯沖流體交代的地幔楔部分熔融，在巖漿演化過程中，經(jīng)歷了橄欖石、輝石、角閃石、磷灰石以及Fe-Ti氧化物等礦物的分離結(jié)晶作用。

(3)阿喀孜二長巖與賽圖拉石英閃長巖是原特提斯洋向北俯沖到活動大陸邊緣過程中的產(chǎn)物。在晚奧陶世期間，原特提斯洋板片回撤，誘發(fā)軟流圈上涌，加熱古老的基性下地殼，并發(fā)生部分熔融形成阿喀孜二長巖，而受流體交代的富集巖石圈地幔的減壓熔融形成賽圖拉石英閃長巖。

致謝感謝兩位匿名審稿人提出的寶貴修改意見，使得本文得以完善。主量元素和Sr-Nd 同位素分析得到中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所王鑫玉博士和曾文工程師的幫助；微量元素分析得到中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所室胡靜工程師的幫助；鋯石U-Pb定年和Hf同位素分析得到中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所楊岳衡研究員的幫助；鋯石氧同位素分析得到中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所夏小平研究員和楊晴工程師的幫助；在此一并表示感謝！