柴北缘绿梁山地区早古生代弧后盆地型蛇绿岩的年代学、地球化学及大地构造意义*

朱小辉 陈丹玲 刘良 赵姣 张乐，3

1.国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室，中国地质调查局西安地质调查中心，西安 710054

2.西北大学大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069

3.中国科学院广州地球化学研究所，同位素地球化学国家重点实验室，广州 510640

近年来，在柴达木盆地北缘陆续发现了多种类型的超高压变质岩石，如含柯石英副片麻岩(杨经绥等，2001)、含柯石英榴辉岩(Zhanget al.，2009c)、含金刚石石榴石二辉橄榄岩(Songet al.，2004)、含 K-Cymrite 榴辉岩(Zhanget al.，2009d)等。详细的年代学研究确定其变质时代介于420～458Ma之间(Songet al.，2004，2006;Mattinsonet al.，2006;Chenet al.，2009;Zhanget al.，2009a，2010)，证实柴北缘是一条在古生代经历过陆壳俯冲碰撞形成的高压-超高压变质岩带。另外，张贵宾等(2005)、Zhanget al.(2008，2009b)、张贵宾和张立飞(2011)则在柴北缘东段沙柳河榴辉岩剖面上识别出一套典型的经历了超高压变质作用的洋壳岩石组合，岩石类型包括蛇绿岩型地幔橄榄岩、异剥钙榴岩、层状辉长岩(蓝晶石榴辉岩)以及变质玄武岩(细粒榴辉岩)等，其形成时代为516Ma，变质时代为440～445Ma，证实柴北缘地区在陆壳深俯冲前还存在洋壳深俯冲。但由于柴北缘地区发生了板块的深俯冲作用，早期洋壳事件的记录很难保存下来，因此对于本地区早古生代大洋的形成、性质、演化等一系列重要问题的认识仍是零碎和不完整的:有学者认为柴北缘地区存在过早古生代的大洋(南祁连洋)，该大洋与北祁连洋有密切联系(Xuet al.，2006;宋述光等，2009)，还有学者认为本地区仅仅发育裂陷槽(李峰等，2006)或规模较小的有限洋盆(国土资源部矿产资源研究所，2001①国土资源部矿产资源研究所.2001.柴达木盆地北缘成矿地质环境及找矿远景研究)。以上争论的存在直接影响了柴北缘高压-超高压变质地体形成机制及其与北祁连构造带关系的讨论。

图1 柴北缘地区地质简图(a，据杨经绥等，2001)及大平沟地区地质图(b，据王惠初等，2003)I-宗务隆-青海南山断裂;II-乌兰-鱼卡断裂;III-柴达木盆地北缘断裂;VI-哇洪山-温泉断裂;V-阿尔金断裂Fig.1 Geological map of the North Qaidam(a，modified after Yang et al.，2001)and Dapinggou area(b，modified after Wang et al.，2003)

大洋斜长花岗岩是指在蛇绿岩中与镁铁质岩石共生的一套中酸性岩石，包括奥长花岗岩、英云闪长岩、石英闪长岩和闪长岩等(Coleman and Peterman，1975)。该类岩石通常与古洋壳的形成与演化密切相关，常作为其上覆岩系存在，对确定蛇绿岩的性质尤其是其形成时代具有重要意义(李武显和李献华，2003;Koepkeet al.，2007)。笔者等在柴北缘西段绿梁山大平沟地区野外地质考察过程中在原划滩间山群变火山岩中发现一套呈团块状产出的灰白色细粒花岗岩，初步的地球化学研究表明该花岗岩具有高Si、Al低K，以及低的稀土总量，其野外产状、岩石特征以及地球化学特征均与大洋斜长花岗岩相似(Coleman and Peterman，1975)。为此，本文对该斜长花岗岩及其围岩开展了系统的岩石学、地球化学、锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学和Hf同位素研究，探讨其形成的构造环境及时代，以期为柴北缘早古生代大洋演化提供重要约束资料。

1 区域地质概况及岩石学特征

柴北缘构造带位于青藏高原东北部，南祁连地体和柴达木地块结合部位，它东起青海省都兰县的野马滩、沙柳河，向西经德令哈，过泉吉山、锡铁山、鱼卡河、达肯大坂山，直至阿尔金断裂带附近的小赛什腾山，呈北西向绵延超过700km，其南北边界分别为柴北缘深断裂及拉脊山-中祁连南缘断裂，东西则以哇洪山-温泉断裂和阿尔金走滑断裂为界(图1a)。其内部以宗务隆-青海南山断裂和乌兰-鱼卡断裂为界自北向南可划分为三个次级构造单元，分别为宗务隆山晚古生代-早中生代裂陷带、全吉地块及柴北缘早古生代结合带(潘桂棠等，2002;王惠初等，2005)。工作区位于柴北缘构造带西段大柴旦镇以西的绿梁山地区，出露的岩石类型主要包括花岗质片麻岩、花岗闪长岩、鱼卡河-沙柳河群变质表壳岩、榴辉岩、滩间山群变火山岩以及基性-超基性侵入岩。

滩间山群是柴北缘地区广泛分布的一套早古生代地层，由于遭受了后期强烈的韧性剪切和区域动力热变质作用，岩石普遍发生了强烈的糜棱岩化、片理化构造变形和绿片岩相变质，其原岩为以玄武岩和玄武安山岩为主的基性-中基性火山岩-火山碎屑岩建造，并有一些细碎屑岩和碳酸盐岩(李峰等，2006)。已有的地球化学和年代学研究表明滩间山群火山岩总体具有岛弧火山岩的性质，时代为早古生代(高晓峰等，2011)。研究区位于柴北缘西段绿梁山附近的大平沟地区(图1b)，蛇绿岩单元出露较为齐全，不同岩石类型之间均为构造接触，其中下部层位以强烈蛇纹石化的变质橄榄岩为代表;中部层位以变质的堆晶辉长岩(斜长角闪岩)为代表，局部地段发育火成堆积结构，可见到由基性斜长石相对集中的浅色条带与暗色矿物相对集中的深色条带重复交替出现;上部层位为滩间山群变火山岩(角闪岩)，可见到大量辉绿岩墙穿插其中，斜长花岗岩出露较少，呈块体产在变火山岩中，大小约30cm×50cm。

蛇绿岩中的变火山岩为角闪岩，呈灰绿色，具糜棱结构，块状构造，基质和碎斑含量分别为20%和80%，碎斑主要为角闪石，部分呈眼球状或透镜状。基质主要由石英、阳起石和绿泥石组成(图2a)。变辉长岩为斜长角闪岩，为灰绿色，粒状变晶结构，主要组成矿物为角闪石(50%)和斜长石(40%)，角闪石多以变斑晶形式存在，多被阳起石和绿泥石交代。斜长石呈半自形-他形板柱状，具聚片双晶结构，常发生强烈的钠黝帘石化和绢云母化(图2b，c)。斜长花岗岩为灰白色，细粒花岗结构，块状构造，镜下观察岩石发生了轻微的糜棱岩化，主要组成矿物为斜长石(60%)，石英(35%)，黑云母(5%)以及少量的副矿物。斜长石呈半自形-他形板柱状，常发生一定程度的碎裂并伴随强烈的钠黝帘石化和绢云母化，但可见密集的聚片双晶;石英呈细小的集合体状围绕斜长石晶体分布，具波状消光;黑云母呈片状分布，产于长石和石英的粒间，多已蚀变为绿泥石(图2d)。

2 分析方法

本文涉及的所有分析测试皆在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主量元素分析在荧光光谱仪(XRF)上测定，元素分析误差＜5%。微量元素和稀土元素测定在电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)上进行，Co、Ni、Zn、Ga、Rb、Y、Zr、Nb、Hf、Ta、REE(除 Hf和 Lu)等元素分析精度优于 5%，其它低浓度元素的分析精度为5%～10%。详细的分析方法见 Gaoet al.(1999)。

锆石的CL图像分析由加载英国Gatan公司的Mono CL3+型阴极荧光探头的电子显微扫描电镜完成。LA-ICPMS分析在Hewlett Packard公司的Agilient 7500a ICP-MS和德国Lambda Physik公司的ComPex102 Excimer激光器(工作物质ArF，波长193nm)、MicroLas公司的 GeoLas 200M光学系统的联机上进行。实验中采用He作为剥蚀物质的载气，锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，元素含量采用NIST SRM610作为外标，29Si作为内标。锆石Hf同位素分析由Nu Plasma HR多接收电感耦合等离子质谱仪完成，与锆石U-Pb定年及微量元素分析使用同一台剥蚀系统，采用176Lu/175Lu=0.02669和176Yb/172Yb=0.5886进行同量异位干扰校正测定样品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值。详细试验步骤及数据处理方法见Yuanet al.(2004，2008)。

H 35.510Q 68.03 0.24 16.18 3.08 0.05 2.24 4.71 3.64 0.42 0.13 0.81 99.53 105.0 11.30 171.0 2.32 34.9.0.25 0.09 1.90 H 35.410Q 67.62 0.19 17.14 1.96 0.04 1.25 5.25 4.69 0.32 0.11 1.31 99.88 93.40 8.14 203.0 2.04 28.00 0.22 0.13 2.08 35.3岩岗H 花10 Q 长0.21 2.68 0.05 1.52 5.39 4.33 0.36 0.12 1.34 8.97 2.54 0.20 0.10 2.19斜66.62 17.69 100.30 108.0 216.0 43.40 a r e a H 35.2 a pi ng g o u 10 Q 65.38 0.22 17.02 3.10 0.06 1.70 5.95 3.98 0.33 0.17 1.67 99.58 85.10 8.03 196.0 3.31 49.70 0.22 0.16 2.01 D 35.1 f r o m H 10 Q 67.43 0.17 17.48 2.13 0.04 1.09 5.57 4.43 0.33 0.12 1.08 99.87 118.0 7.85 222.0 2.43 38.30 0.18 0.11 1.75 pl a g i o g r a ni t e H 27.409Q 48.23 0.03 18.59 3.53 0.08 10.42 14.70 1.50 0.12 0.01 2.35 99.56 24.50 3.24 158.0 1.83 1.25 0.06 0.02 2.92 e t a g a bbr o a nd H 27.309Q 岩48.75 0.05 17.36 4.13 0.08 11.54 13.11 1.68 0.25 0.01 2.54 99.5 52.10 7.77 155.0 2.43 1.15 0.06 0.02 2.26长辉量m 27.2变含Q H 48.44 0.04 16.66 4.32 0.09 12.64 1.44 0.27 0.01 2.21 99.54 17.40 2.30 137.0 2.13 1.83 0.10 0.02 2.17素0913.42-6）元10e t a v o l c a ni c，m H 27.1×o f Q 49.27 0.04 16.51 4.03 0.09 11.85 14.11 1.34 0.24 0.01 2.06 99.55 54.00 5.57 140.0 2.47 2.03 0.09 0.03 2.52（09量微）及po s i t i o ns H 36.5 0.43 0.22 8.89 1.93 0.24 0.10 1.66 4.53 0.42 0.17 1.41 t%c o m 10 Q 51.03 13.86 11.07 10.09 99.52 42.60 105.0 23.00 37.20（w -6）量10主×H 36.4的（Q 49.99 0.44 13.65 11.19 0.23 9.69 10.66 1.75 0.23 0.08 1.63 99.54 4.44 108.0 93.70 22.60 25.40 0.42 0.11 1.30岩10岗e nt花e l e m 岩长H 36.3山斜Q 火49.73 0.60 18.06 10.81 0.17 4.77 10.64 2.10 0.37 0.13 2.36 99.74 7.77 88.70 224.0 22.90 12.10 0.24 0.06 2.41和t r a c e 10变岩a nd长）辉H 36.2、变t%0.61 0.17 4.75 2.09 0.37 0.13 2.39 7.71 0.24 0.06 2.40（w 10 Q 49.63 18.01 10.76 10.65 99.56 88.10 223.0 22.50 12.80岩山e nt火36.1变e l e m Q H 58.93 0.25 12.87 7.92 0.14 6.98 8.70 2.35 0.14 0.04 1.42 99.74 1.90 19.50 97.70 11.30 27.30 0.38 0.47 1.17沟a i o r 10平M大1号性O3T3 O O O O5I a b r b h b 1品岩Si O2 T i O2 l2nO a bl e g O e2a O M M O C A Y N F a2K2P2L T o t a l B R Sr Z N T P表T 样11.7011.3012.9012.8013.308.277.947.337.8513.1013.4018.8018.7012.20a G 18.80 11.00 22.90 19.40 37.20 0.88 0.32 3.08 0.23 203.0 0.33 0.08 1.52 3.41 0.40 1.82 0.37 0.32 0.36 0.05 0.32 0.07 0.24 0.04 0.30 0.06 10.40 4.50 11.50 25.20 14.30 0.74 0.30 2.24 0.34 276.0 0.26 0.09 1.38 2.94 0.33 1.45 0.30 0.26 0.30 0.05 0.28 0.06 0.20 0.03 0.24 0.05 12.60 9.29 10.50 34.20 14.00 1.09 0.26 2.53 0.31 317.0 0.28 0.12 1.55 3.33 0.38 1.73 0.36 0.33 0.38 0.06 0.35 0.08 0.26 0.04 0.33 0.07 14.80 11.60 9.75 29.40 12.20 1.29 0.31 2.95 0.22 177.0 0.31 0.09 1.80 4.22 0.51 2.34 0.50 0.42 0.51 0.08 0.47 0.10 0.34 0.06 0.41 0.08 9.28 8.83 12.10 25.50 19.20 0.98 0.28 2.63 0.26 195.0 0.26 0.12 1.83 3.87 0.45 2.00 0.39 0.33 0.38 0.06 0.32 0.08 0.25 0.04 0.33 0.06 14.00 2.55 170.0 93.00 493.0 0.04 0.09 18.10 0.05 53.80 0.05 0.06 0.13 0.29 0.05 0.26 0.11 0.10 0.17 0.03 0.27 0.07 0.19 0.03 0.21 0.03 16.20 2.93 198.0 106.0 692.0 0.04 0.21 22.90 0.04 51.70 0.07 0.05 0.28 0.57 0.08 0.43 0.17 0.14 0.24 0.05 0.38 0.09 0.25 0.04 0.26 0.04 17.70 3.20 221.0 100.0 629.0 0.06 0.09 19.20 0.04 53.90 0.05 0.06 0.19 0.42 0.07 0.36 0.14 0.095 0.20 0.04 0.30 0.07 0.20 0.03 0.21 0.03 16.10 2.95 205.0 104.0 511.0 0.06 0.13 21.50 0.04 57.40 0.07 0.07 0.24 0.54 0.08 0.42 0.15 0.12 0.23 0.04 0.32 0.08 0.23 0.04 0.25 0.04 90.10 32.80 63.70 225.0 408.0 1.29 0.12 48.50 0.07 70.00 0.18 0.06 1.52 6.04 1.09 6.54 2.20 0.65 2.93 0.51 3.45 0.78 2.40 0.38 2.57 0.41 91.20 113.0 52.70 254.0 352.0 1.08 0.19 55.70 0.04 49.10 0.19 0.12 1.53 6.22 1.12 6.69 2.20 0.72 2.90 0.50 3.42 0.75 2.35 0.37 2.55 0.41 53.60 92.40 15.50 278.0 38.20 0.55 0.19 42.40 0.10 85.50 0.22 0.09 1.37 4.62 0.82 5.17 1.97 0.73 2.88 0.52 3.60 0.80 2.39 0.37 2.33 0.35 53.20 92.70 14.80 282.0 37.60 0.56 0.19 43.50 0.09 74.90 0.22 0.09 1.36 4.60 0.82 5.14 1.98 0.73 2.88 0.52 3.59 0.80 2.41 0.36 2.35 0.35 61.80 34.20 49.50 197.0 246.0 0.91 0.08 36.90 0.12 88.8 0.32 0.25 1.70 4.91 0.67 3.24 1.00 0.32 1.37 0.24 1.62 0.37 1.15 0.19 1.28 0.21 n Z u C i N V r C f H s C Sc a T o C e B U a L e C r P d N Sm u E d G b T y D o H r E m T b Y u L

3 岩石地球化学

3.1 主量元素

本地区各岩石单元的地球化学分析结果见表1。大平沟地区变火山岩 SiO2含量范围较宽，变化于49.63% ～58.93%之间，具有较高的Fe、Mg、K含量(Fe2O3T=7.92%～11.19%，MgO=4.75% ～9.69%，Mg#=51～67，K2O=0.14% ～0.37%)，TiO2、P2O5含量较低，分别为 0.25% ～0.61%和0.04% ～0.13%，与岛弧火山岩的TiO2、P2O5含量相近(Sun，1980)。变辉长岩 SiO2含量几乎不变，介于48.23% ～49.27%之间，具有低Fe、K，高Mg的特征(Fe2O3T=3.53% ～4.32%，K2O=0.12% ～0.27%，MgO=10.42%～12.64%，Mg#=86～87)，TiO2、P2O5含量很低，分别为0.03%～0.05%和0.01%。同变火山岩相比，变辉长岩的TiO2、K2O、P2O5含量明显偏低，与典型的洋壳堆晶辉长岩的含量相似，这是由于原始岩浆经历了橄榄石+斜长石+单斜辉石±斜方辉石的堆晶作用造成(Koepkeet al.，2007)。在SiO2-Nb/Y图解中(图3)，变火山岩及变辉长岩样品点主要落在玄武岩范围内，其中变火山岩样品10QH36.1落在玄武安山岩范围内。

斜长花岗岩SiO2含量为65.38% ～68.03%，Al2O3含量为16.18% ～17.69%，Na2O含量为3.64% ～4.69%，K2O含量为0.32% ～0.42%，Na2O/K2O介于8.67～14.7之间，Fe2O3

T为1.96% ～3.10%，TiO2含量为0.17% ～0.24%，MgO含量为1.09% ～2.24%，Mg#=54～63。岩石的铝饱和指数A/CNK=0.96～1.08，属于准铝质花岗岩(图4a);在SiO2－K2O图上(图4b)，样品点全部落在低钾拉斑系列岩石范围内。以上地球化学特征表明该花岗岩具有富铝、钠、镁，贫钛、钾、铁的特点，属于低钾准铝质花岗岩。

图3 大平沟地区变火山岩及变辉长岩SiO2-Nb/Y图解(据 Winchester and Floyd，1977)Fig.3 SiO2-Nb/Y diagram for metavolcanic and metagabbro from Dapinggou area(after Winchester and Floyd，1977)

图4 大平沟地区斜长花岗岩 A/CNK-A/NK图解(a，据Peccerillo and Taylor，1976)与 SiO2-K2O图解(b，据 Rickwood，1989)Fig.4 A/CNK-A/NK diagram(a，after Peccerillo and Taylor，1976)and SiO2-K2O diagram(b，after Rickwood，1989)for plagiogranite from Dapinggou area

3.2 微量元素

大平沟地区变火山岩稀土元素总量∑REE=18.27×10－6～31.73×10－6，为球粒陨石(3.29×10－6)的 6～9倍，(La/Sm)N=0.43 ～1.07，(La/Yb)N=0.39 ～0.89，(Gd/Yb)N=0.86～1.00，具有轻稀土略微亏损，重稀土平坦型稀土配分型式(图5a)，同时显示了轻微的Eu负异常(δEu=0.79～0.93)，与典型的N-MORB型玄武岩稀土元素特征相似;微量元素原始地幔标准化蛛网图显示(图5b)，变火山岩微量元素含量变化较大，与N-MORB型玄武岩相比，富集大离子亲石元素(如Rb、Ba、U、K等)，亏损高场强元素(如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等)。变辉长岩稀土元素总量较低，∑REE=1.94×10－6～3.03 ×10－6，(La/Sm)N=0.78 ～1.06，(La/Yb)N=0.43～0.72，(Gd/Yb)N=0.43～0.72，同样显示轻稀土略微亏损，重稀土平坦型稀土配分型式(图5a)，具有明显的Eu正异常(δEu=1.72～2.23)，指示斜长石的堆晶作用。微量元素原始地幔标准化蛛网图解上(图5b)，除活动性较强的大离子亲石元素元素(如Rb、Ba、U、K等)以及Sr外，其他元素均呈现一定程度的亏损，其中Sr的正异常应与斜长石堆晶作用有关。

斜长花岗岩的稀土总量较低，∑REE=7.87×10－6～11.84×10－6，仅为球粒陨石(3.29×10－6)的 2～3倍，(La/Sm)N=2.26 ～2.93，(La/Yb)N=2.93 ～3.96，(Gd/Yb)N=0.93～1.01，具有轻稀土略富集，重稀土平坦的稀土配分型式，同时具有明显的Eu正异常(δEu=2.50～2.73)(图5a);微量元素方面(图5b)，同典型的大洋斜长花岗岩相比，除富集大离子亲石元素Rb、Ba外，其余微量元素均呈现不同程度的亏损，并伴随Sr的正异常。

图5 大平沟地区岩石球粒陨石标准化稀土配分模式图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(标准化数据及NMORB值据 Sun and McDonough，1989;ORG值据 Pearce et al.，1984)Fig.5 Chondrite-normalized REE-pattern(a)and primitive-mantle normalized spider diagram(b)for rocks from Dapinggou area(normalized and N-MORB data after Sun and McDonough，1989;ORG data after Pearce et al.，1984)

4 锆石分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学

大平沟地区变辉长岩中的锆石多具自形-半自形短柱状晶形，粒度多在150μm左右，长宽比小于2，显示微弱的岩浆震荡环带(图6)。锆石Th、U含量分别变化于8.74×10－6～61.04×10－6和 26.70 ×10－6～142.9×10－6(表 2)，Th/U=0.29～0.51，平均为0.36，锆石的稀土元素总量和重稀土含量略低(数据略)，分别为 279.6×10－6～1068×10－6和274.8×10－6～1050×10－6，具有轻稀土亏损，重稀土明显富集的曲线特征(图7a)，且显示了明显的Ce正异常和Eu负异常，(Gd/Yb)N＜1，指示这些锆石为岩浆成因锆石(Wu and Zheng，2004)。对该辉长岩中20粒锆石共进行22次分析，其206Pb/238U表面年龄变化不大，介于526～546Ma之间，加权平均值为535±2Ma(图7b)，代表了变辉长岩的结晶年龄。

图6 大平沟变辉长岩锆石CL图像Fig.6 CL images of zircons in metagabbro from Dapinggou area

大平沟斜长花岗岩中锆石晶面发育，大部分呈自形-半自形长柱状晶型，粒度多在50～100μm，长宽比较大，阴极发光图像(CL)显示其内部较为均一，发育微弱的岩浆生长环带(图8a)。测点的 Th、U含量变化较大，分别为16.62×10－6～1020×10－6和136.0×10－6～1996 ×10－6(表3)，Th/U=0.03～1.19，平均为0.53，均具有较高的稀土元素总量和重稀土含量(∑REE=788.4×10－6～18619×10－6、∑HREE=784.4×10－6～18480×10－6)，(Gd/Yb)N＜1(数据略)，指示这些锆石为岩浆成因锆石(Wu and Zheng，2004)。对该花岗岩中24粒锆石共进行24次分析，去除由于不同程度Pb丢失而造成谐和度较差的两个测点外，有21个测点的206Pb/238U表面年龄变化于443～503Ma之间，其中有19个测点在谐和线上构成了一个年龄集中区(图9b)，其206Pb/238U加权平均值为493±3Ma，应代表斜长花岗岩的结晶年龄。另有一个测点(2号测点)具有较老的谐和年龄，其206Pb/238U表面年龄为563±3Ma，CL图像(图8b)显示该锆石粒度较大，长宽比近于1，内部几乎不发育振荡环带结构，与其它锆石颗粒明显不同，显示出基性岩浆锆石成因特点，推测该锆石可能为捕获锆石。

表2 大平沟变辉长岩锆石LA-ICP-MS定年分析结果Table 2 LA-ICP-MS zircon dating result for metagabbro from Dapinggou area

图7 大平沟变辉长岩锆石REE配分图(a)和U-Pb年龄谐和图(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE-pattern(a)and U-Pb concordia diagram(b)of zircons in metagabbro from Dapinggou area

图8 大平沟斜长花岗岩锆石CL图像Fig.8 CL images of zircons in plagiogranite from Dapinggou area

4.2 锆石Hf同位素特征

由于锆石中具有较高的Hf含量以及较低的Lu含量，因此具有较低的176Lu/177Hf比值，其形成后没有明显的放射性成因Hf的积累，所测定的176Hf/177Hf比值基本可以代表锆石结晶时体系的Hf同位素组成(吴福元等，2007)。斜长花岗岩中锆石的fLu/Hf为 －0.98～ －0.87，均值为 －0.90，明显小于镁铁质及硅铝质地壳的fLu/Hf值(分别为 －0.34和－0.72)，故二阶段模式年龄更能反映源区物质从亏损地幔被抽取的时间或源区物质在地壳的平均存留年龄。对于花岗岩来说，一般采用上地壳或总地壳平均成分的176Lu/177Hf比值来计算亏损地幔模式年龄。根据Hf同位素相关计算公式，本文采用Griffinet al.(2002)推荐的总地壳平均成分(0.015)计算tDM2C。大平沟斜长花岗岩中锆石具有较高的Yb含量(表4)，因此测点的176Yb/177Hf值普遍较高，介于0.011272～0.098131之间，平均为 0.075399，176Lu/177Hf比值介于 0.000598～0.004303之间，平均为 0.0033326，176Hf/177Hf比值介于0.282882～0.282937之间，平均值为0.282929，利用岩体的形成年龄(493Ma)计算出的εHf(t)均为正值，变化于13.7～15.3之间，对应二阶段Hf模式年龄介于489～570Ma，平均为528Ma，与锆石的形成年龄相近，在锆石Hf同位素εHf(t)-t图解中(图10)，样品点位于亏损地幔演化线附近，表明该花岗岩的岩浆可能来自新生的玄武质下地壳或亏损地幔物质的熔融。

表3 大平沟斜长花岗岩锆石LA-ICP-MS定年分析结果和Ti温度计计算结果Table 3 LA-ICP-MS zircon dating result and value of Ti-in-zircon thermometer for plagiogranite from Dapinggou area

图9 大平沟斜长花岗岩锆石REE配分图(a)和U-Pb年龄谐和图(b)Fig.9 Chondrite-normalized REE-pattern(a)and U-Pb concordia diagram(b)of zircons in plagiogranite from Dapinggou area

图10 大平沟地区斜长花岗岩锆石Hf同位素εHf(t)-t图解Fig.10 εHf(t)-t diagram of zircons in plagiogranite from Dapinggou area

5 讨论

5.1 变火山岩成因及其源区

由于变辉长岩属堆晶成因，这使得对其原始岩浆的讨论较为困难，因此本文将重点讨论变火山岩及斜长花岗岩的成因。岩石学和岩石地球化学研究表明，大平沟地区变火山岩为拉斑系列火山岩，具有轻稀土亏损，重稀土平坦型稀土配分型式，与 N-MORB相似，但其 REE含量明显低于 NMORB，表明该岩石应起源于一个类似N-MORB的亏损地幔源区。另外，与典型的大洋中脊玄武岩相比，样品低度富集大离子亲石元素 LILE(如 Rb、Ba、U、K)，亏损高场强元素HFSE(如 Nb、Ta、Th、Zr、Hf、P、Ti)，又具有典型的消减带岩浆特征。微量元素组合是反映火山岩形成构造背景的有效途径，在玄武岩Hf/3-Th-Nb/16和V-Ti/1000环境判别图解中(图11)，样品点均落在岛弧火山岩范围内。这种既有软流圈MORB成分特征又有俯冲带环境形成的岛弧火山岩地球化学特征的岩石，通常为消减带之上的弧后盆地次级扩张形成的弧后盆地玄武岩所特有(Xuet al.，2003)。由于岛弧洋壳之下的软流圈地幔已萃取过N-MORB，因此它是一个比NMORB源区更加亏损及难熔的地幔源区，消减带富LILE流体的加入可降低其固相线继而使其发生部分熔融，同时高场强元素HFSE则以金红石、钛铁矿、榍石等形式残留下来(Brenanet al.，1994)，因此我们认为大平沟地区的变火山岩应代表弧后盆地扩张环境产生的新洋壳。

图11 大平沟地区变火山岩Hf/3-Th-Nb/16图解(a，据Wood，1980)和V-Ti/1000图解(b，据Shervais，1982)Fig.11 Hf/3-Th-Nb/16 diagram(a，after Wood，1980)and V-Ti/1000 diagram(b，after Shervais，1982)for metavolcanic from Dapinggou area

5.2 斜长花岗岩成因及其源区

产于变火山岩中的花岗岩具有低Al2O3(16.18%～17.69%)、K2O(0.32% ～0.42%)和富钠 Na2O(3.64% ～4.69%)的特征，与传统的大洋斜长花岗岩相似。在SiO2-K2O半对数坐标图上(图12a)，样品点均落入大洋斜长花岗岩范围内。在An-Ab-Or图解上(图12b)，样品点则全部落在英云闪长岩范围内，与大洋斜长花岗岩低压长石区分布范围相同。与此同时，Hf同位素特征显示岩石中的锆石具有正的εHf(t)值，对应二阶段Hf模式年龄介于489～570Ma，与锆石的形成年龄相近，反映其新生玄武质下地壳或亏损地幔物质来源特征。以上论述共同说明大平沟地区花岗岩为M型花岗岩，即大洋斜长花岗岩。

表4 大平沟斜长花岗岩锆石LA-MC-ICP-MS Hf同位素分析结果Table 4 Hf isotope compositions of zircon in plagiogranite from Dapinggou area

图12 大平沟地区斜长花岗岩SiO2-K2O半对数图解(a，据Coleman and Peterman，1975)及An-Ab-Or图解(b，据Barker，1979)图b阴影区为含水条件下辉长岩部分熔融实验所得长英质熔体分布区(Koepke et al.，2004)Fig.12 SiO2-K2O binary diagram(a，after Coleman and Peterman，1975)and An-Ab-Or diagram(b，after Barker，1979)for plagiogranite from Dapinggou area

大洋斜长花岗岩具有洋壳在形成过程中玄武岩浆在低压条件下结晶分异(Coleman and Peterman，1975;Gerlachet al.，1981)、俯冲的洋壳部分熔融(Whiteheadet al.，2000;Li and Li，2003)、蛇绿岩就位过程中与仰冲事件有关的部分熔融(Peters and Kamber，1994)以及洋壳运移过程中高温韧性剪切带中发生角闪岩相变质的辉长岩部分熔融(Pedersen and Malpas，1984;Flagler and Spray，1991)等多种不同的成因。

大平沟斜长花岗岩具有LREE富集型稀土配分型式，其微量元素含量与传统的大洋斜长花岗岩相比也明显偏低(Gerlachet al.，1981;Pearceet al.，1984)。在 An-Ab-Or图解中(图12b)，样品点的分布范围与含水条件下辉长岩部分熔融实验所获得的长英质熔体分布范围相同(Koepkeet al.，2004)，暗示岩石不是大洋玄武质岩浆结晶分异而是由基性岩部分熔融形成。通常情况下洋壳俯冲部分熔融形成的大洋斜长花岗岩形成深度较深，其源区残留相为石榴角闪岩，岩石常具有与埃达克岩相似的地球化学特征(Li and Li，2003)。而仰冲作用形成的大洋斜长花岗岩的源岩主要为大洋沉积物以及少量火成岩，其形成深度较浅，压力较低，斜长石常作为残留相，岩石中常出现过铝质矿物，并具有Eu的负异常，其同位素特征具有明显的壳源或壳幔混合特征(Peters and Kamber，1994)。大平沟斜长花岗岩具有轻稀土富集，重稀土平坦的稀土配分型式，具有明显的Eu正异常，锆石Hf同位素研究显示岩石具有幔源岩浆特征，这与俯冲或仰冲形成的斜长花岗岩明显不同。研究显示板块运动会使洋壳下部热的、塑形的辉长岩发生低角度剪切变形并发生角闪岩相的变质，同时在水的加入的情况下使得镁铁质岩石熔点降低并发生部分熔融形成斜长花岗岩，该类花岗岩通常具有LREE富集和Eu正异常的稀土配分模式(Pedersen and Malpas，1984)，与大平沟斜长花岗岩特征一致，同时，斜长花岗岩的形成时代为493Ma，Lu-Hf二阶段模式年龄为528Ma，与变辉长岩的形成年龄相近，暗示二者可能有亲缘性。综上所述，我们认为大平沟斜长花岗岩是由高温韧性剪切带中辉长岩在含水条件下部分熔融形成。

利用锆石的Ti温度计(Ferry and Watson，2007)获得大平沟斜长花岗岩中锆石形成的平均温度为800℃左右(表3)，由于锆石在岩浆中结晶较早，其结晶温度接近岩浆起源的温度(Anderson，1997)，表明源区熔融温度应在800℃左右。斜长石是基性岩中重要的富铝及富钠矿物，且微量元素Eu、Sr在其中的分配系数远远高于其它矿物，而HREE对于石榴石来说是强相容元素(D＞＞1)。大平沟斜长花岗岩的Na2O/K2O值及 Al2O3含量较高，分别介于8.67～14.66、16.18% ～17.69%之间，同时岩石具有明显的Sr、Eu正异常以及近于平坦的HREE分配模式，说明源岩在高温韧性剪切环境下发生部分熔融时应处于斜长石及石榴石的不稳定区。实验岩石学资料显示700～800℃时斜长石不稳定的压力介于0.8～1.3GPa(Xionget al.，2005)，而石榴石稳定线则在0.9～1.4GPa范围内变化(Vielzeuf and Schmidt，2001)，因此源区发生部分熔融的压力条件应在0.8～0.9GPa之间。综上所述，大平沟地区的斜长花岗岩为变辉长岩在温度约800℃，压力为0.8～0.9GPa条件下部分熔融形成。

5.3 构造意义

前人已报道了柴北缘鱼卡河、锡铁山和沙柳河等地的超高压榴辉岩中700～850Ma继承性锆石的存在(杨经绥等，2003;Zhanget al.，2005，2010;Chenet al.，2009;Songet al.，2010)，且地球化学研究显示这些榴辉岩普遍具有板内玄武岩或E-MORB的特征(杨经绥等，2003;孟繁聪等，2003;Chenet al.，2009;Songet al.，2010)，说明柴北缘部分榴辉岩的原岩为Rodinia超大陆裂解过程中形成的裂谷火山岩或初始洋盆火山岩(Zhanget al.，2005;Chenet al.，2009;Songet al.，2010)，指示柴北缘地区在新元古代存在一期洋盆的裂解事件。另一方面，在柴北缘地区已有少量早古生代洋壳残片及其上覆岩系的报道:如锡铁山地区的洋岛玄武岩(～521Ma)(朱小辉等，2012)、绿梁山地区的洋脊玄武岩(～542Ma)(王惠初等，2003)以及都兰沙柳河地区的一套经历了超高压变质作用的早古生代洋壳岩石组合(～516Ma)(张贵宾等，2005;张贵宾和张立飞，2011;Zhanget al.，2008，2009b)。与此同时，在柴北缘地区广泛分布的滩间山群火山岩的主体为形成在俯冲带环境下的岛弧火山岩，其时代介于450～514Ma(高晓峰等，2011)。而本地区超高压变质作用发生的时代则介于420～458Ma之间(Songet al.，2004，2006;Mattinsonet al.，2006;Chenet al.，2009;Zhanget al.，2009a，2010)。同时前人对柴北缘地区古生代花岗岩的研究表明本地区岩浆活动时代主要有以下几个阶段:460～475Ma(岛弧或活动大陆边缘环境)、440～450Ma(陆陆碰撞)、370～410Ma(碰撞后陆壳减薄)以及260～275Ma(陆内俯冲)(吴才来等，2004)。

本文对绿梁山地区弧后盆地型蛇绿岩利用LA-ICP-MS方法进行锆石U-Pb定年获得变辉长岩的形成时代为535Ma，斜长花岗岩的形成时代为493Ma，表明该蛇绿岩发育的时代至少介于493～535Ma之间，从另一方面也暗示柴北缘发生洋壳俯冲的时代可能早于535Ma。上述分析表明晋宁运动后柴北缘地区已进入大洋地壳的发育及演化阶段，沿柴达木盆地北缘连续分布的岩石记录表明该洋盆可能在早古生代已具有一定的规模。其中535Ma之前为大洋地壳形成发育阶段，该洋壳可能是在柴北缘地区新元古代罗迪尼亚大陆裂解的基础上发育形成的;535～450Ma时洋盆发生俯冲消减，形成了一系列的岛弧火山岩及岩浆岩;450Ma以后洋盆闭合消失，在俯冲大洋板块的拖曳作用下，柴达木板块发生陆壳深俯冲并形成了超高压变质岩。

6 结论

(1)出露于柴北缘西段绿梁山大平沟地区的变火山岩具有岛弧火山岩及大洋中脊玄武岩双重地球化学特征，代表了弧后盆地扩张环境产生的新洋壳;产于其中的斜长花岗岩地球化学及Hf同位素特征显示其为幔源M型花岗岩，为变辉长岩在高温韧性剪切带中含水条件下部分熔融形成，形成温压条件为T= ～800℃，P=0.8～0.9GPa。

(2)利用LA-ICP-MS微区原位锆石U-Pb定年获得变辉长岩的形成时代为535±2Ma，斜长花岗岩的形成时代为493±3Ma，推断柴北缘绿梁山地区弧后盆地拉张时限至少介于493～535Ma之间，并暗示柴北缘地区古大洋在535Ma之前已发生俯冲消减作用。

致谢 两位审稿人对本文提出了宝贵的修改意见，在此谨表谢意。

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