南阿尔金晚泥盆世构造体制转换：来自索尔库里二长花岗岩年代学和地球化学的制约

袁亚平，刘向东，张振凯，曾忠诚，何元方

(1.陕西省水工环地质调查中心，陕西 西安 710068；2.陕西省矿产地质调查中心，陕西 西安 710068)

0 引 言

阿尔金山位于青藏高原北缘，呈东西向分别与祁连山和昆仑山相连，分隔塔里木板块与柴达木微板块，是我国西部地区重要的构造带，其造山过程及时限对探讨中国西部构造演化具有重要意义。阿尔金地区发育大规模与造山过程相关的花岗质岩石[1-4]，对其岩浆活动时限、物源性质、形成机制的探讨，对全面理解该地区大陆深俯冲、壳幔相互作用、造山带及大陆地壳演化等地球动力学过程具有重要的科学意义。

近年来，有不少学者对南阿尔金地区的古生代岩浆活动进行了研究[1-9]。Kang等[9]将早古生代南阿尔金地区的构造-岩浆演化划分为3个阶段：(1)505～472 Ma(陆-陆碰撞阶段)；(2)467～450 Ma(俯冲陆壳板片断离阶段)；(3)432～385 Ma(碰撞后伸展阶段)。

前人的研究区域主要集中于阿尔金南缘及北阿尔金。受恶劣的自然环境及野外地质条件的影响，南阿尔金东部的索尔库里地区仍是我国西部研究程度较低的地区之一，区内众多岩浆岩体尚未开展详细的岩石学和地球化学研究。近年来，笔者及所在项目组在索尔库里地区进行了详细的野外地质调查工作。本研究选取索尔库里地区的二长花岗岩作为研究对象，进行了详细的岩相学、LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学和岩石地球化学研究，以期明确二长花岗岩的成岩时代、岩石成因及构造环境，为进一步探讨阿尔金晚古生代岩浆作用特征和区域构造演化提供新的证据。

1 区域地质概况及岩相学特征

阿尔金山位于青藏高原北缘，北侧为塔里木板块，南侧为柴达木微板块，为不同构造层次、不同时期和不同构造环境的地质体所组成的复合造山带[7, 10-15]。

阿尔金造山带由北到南分别划为5个构造单元[11, 16-17]：阿北变质地体(Ⅰ)、红柳沟—拉配泉构造混杂岩带(Ⅱ)、米兰河—金雁山地块(Ⅲ)、南阿尔金高压-超高压变质带(V)和阿帕—茫崖早古生代蛇绿混杂岩带(Ⅳ)(图1(a))。

以阿尔金左行走滑断裂为界可将研究区划分为米兰河—金雁山阿中地块和柴达木盆地(图1(b))。索尔库里岩体位于柴达木盆地西北缘，主要出露在研究区东南部大通沟一带，呈带状展布，面积约为124 km2。其岩性相对复杂，为一套闪长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩-二长花岗岩-正长花岗岩的岩石组合。岩石中矿物无明显定向，且整体较为新鲜。岩体南部与寒武—奥陶系滩间山岩群呈侵入接触关系，且发育大量的大理岩捕虏体，二者接触界面发生接触热变质，表现为透辉石及透闪石化。岩体北部受阿尔金断裂控制，接触界线被第四系覆盖，局部与寒武—奥陶系滩间山岩群呈侵入接触关系。将该套岩体划分为8个单位，分别为闪长岩(δD3)、石英闪长岩(δοD3)、花岗闪长岩(γδD3)、二长花岗岩(ηγD3)、斑状二长花岗岩(πηγD3)、正长花岗岩(ξγD3)、斑状正长花岗岩(πξγD3)和英云闪长岩(γδοD3)。该期岩体内部还发育更晚一期的闪长岩及闪长玢岩脉体。研究区内二长花岗岩出露广泛，呈不规则状零星分布，出露总面积约20 km2，与花岗闪长岩和正长花岗岩之间呈侵入接触关系，与斑状二长花岗岩之间渐变过渡，无明显的分界线。

图1 阿尔金造山带地质构造图((a)，据文献[16])和研究区地质简图(b)

二长花岗岩具有中细粒花岗结构，块状构造(图2(a))，主要由条纹长石、斜长石、石英和角闪石等组成。条纹长石含量约30%，粒径0.65～5.90 mm，呈半自形宽板状、它形粒状，具细脉状条纹，为次生条纹；客晶为钠长石，主晶为钾长石，晶体表面比较干净，集晶形成团块。斜长石含量约35%，粒径0.50～2.06 mm，呈半自形板状，具细密的聚片双晶、机械双晶，为更长石；部分晶体隐约可见环带结构，为中长石，次生泥化强，晶体表面浑浊，布满了黏土质矿物尘点，边缘呈锯齿状，杂乱分布。石英含量约30%，粒径0.05～2.85 mm，粒度变化较大，呈它形粒状、不规则状，晶体表面比较干净，显微裂纹发育，集晶形成团块。黑云母含量约3%，粒径0.06～0.25 mm，黄褐色、褐色，半自形片状，一组解理发育，边缘呈锯齿状，次生绿泥石化，析出铁质，杂乱分布。角闪石含量约2%，粒径0.10～0.87 mm，半自形柱状、不规则状，次生绿泥石化、绿帘石化较强，分布在其它矿物粒间。副矿物为磷灰石、锆石、绿帘石和榍石等，微量，分布在其它矿物粒间。

图2 二长花岗岩宏观(a)及镜下照片(b)(正交光下)

2 样品采集和分析方法

本次研究采集了6件全岩地球化学分析样品，采样点位于索尔库里大通沟东10 km处(图1),其中锆石U-Pb定年样品为D6533/1和PM034/3。

锆石分选在廊坊区域地质调查研究院进行。将样品破碎至约100 μm，先用磁法和重液分选，然后在双目镜下手工挑选，将晶形好且无明显包裹体及裂隙的锆石作为本次锆石测年的对象。首先将锆石颗粒粘在双面胶上，然后用无色透明的环氧树脂固定，待环氧树脂充分固化后，对其表面进行抛光至锆石内部暴露。锆石的阴极发光照相在西北大学大陆动力学国家重点实验室扫描电镜加载阴极发光仪上完成。锆石U-Pb定年是在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，定年仪器为Shield Torch Agilient7500a型LA-ICP-MS；激光剥蚀系统为德国 MicroLas 公司生产的GeoLas200M，激光器为Lambda Physik公司的ComPex102 ArF(工作物质ArF，波长为193 nm)；实验室采用氦气作为剥蚀物质的载气，束斑直径为30 μm，剥蚀深度为20～40 μm，频率为10 Hz；方式为单点剥蚀，每个分析点的气体背景采集时间为30 s，信号采集时间为40 s；用美国国家标准人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM 610 进行仪器最佳化调试，数据采集选用质量峰采点的跳峰方式，每完成5个待测样品测定，插入测标样一次。年龄计算以国际标准锆石91500作为外标物质，元素含量采用NIST SRM610作为外标；由于SiO2在锆石中较为稳定，故采用29Si作为内标。数据处理采用Glitter (ver4.0) 程序，年龄谐和图和加权平均年龄计算及绘制均采用Isoplot完成[18]。详细分析步骤和数据处理方法以及仪器工作参数等参见文献[19-20]。

样品采集过程中，为保证样品的质量，选取新鲜、纯净且无脉体的岩石。岩石地球化学分析在咸阳核工业203研究所分析测试中心分析完成。主量元素采用荷兰帕纳科制造的Axios X射线光谱仪分析，分析精度(相对标准差)一般小于1%，其中FeO含量通过湿化学方法测定；稀土元素用电感耦合等离子体质谱法(XSERIES2型 ICP-MS)分析，微量元素用电感耦合等离子体发射光谱法(ICP-AES)分析，两者的分析精度都优于5%。

3 分析结果

3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年

为厘定索尔库里二长花岗岩的形成时代，本次研究选取样品D6533/1及PM034/3进行了锆石U-Pb定年，测试数据见表1。两个样品的锆石阴极发光图像如图3所示，U-Pb谐和图如图4所示。鉴于研究区二长花岗岩锆石年龄在显生宙范围内，因而采用206Pb/238U年龄作为锆石的结晶年龄。

表1 索尔库里二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学测试结果

样品D6533/1中锆石颜色为淡黄色至无色，CL图像显示锆石均为自形，多为长柱状，透明度较好，内部结构特征清晰，发育明显生长振荡环带，具有典型岩浆成因锆石特征(3(a))。同时也存在锆石颗粒破碎情况，可能与分选时人为因素有关。结合CL图像及锆石的化学特征，该样品所选的锆石为岩浆锆石。D6533/1的24个测点中，4个测点数据谐和性较差，考虑剔除，获得20个有效数据，其中206Pb/238U的年龄数据集中在(377±3)～(378±4)Ma之间，所有锆石分析点均分布在谐和线附近(图4(a))，206Pb/238U加权平均年龄为(377.5±1.6) Ma(MSWD=0.006 8)(图4(b))。

样品PM034/3中锆石颜色为淡黄色至无色，CL图像显示锆石均为自形，多为长柱状，透明度较好，内部结构特征清晰，发育明显生长振荡环带，具有典型岩浆成因锆石特征(图3(b))。同时也存在锆石颗粒破碎情况，可能与分选时人为因素有关。结合CL图像及锆石的化学特征，该样品所选的锆石为岩浆锆石。样品PM034/3的18个测点中，2个测点数据谐和性较差，考虑剔除，获得16个有效数据，其中206Pb/238U的年龄数据集中在(377±4)～(378±4) Ma之间，所有锆石分析点均分布在谐和线附近(图4(c))，206Pb/238U加权平均年龄为(377.4±2.1) Ma(MSWD=0.004 2)(图4(d))。

图3 二长花岗岩样品D6533/1(a)、PM034/3(b)锆石CL图像及测点位置和年龄

图4 索尔库里二长花岗岩样品D6533/1 ((a)和(b))、PM034/3 ((c)和(d)) U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄图

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素

从花岗岩类的主量元素数据(表2)可以看出，二长花岗岩的SiO2含量高，为72.55%～76.41%，平均为74.62%。样品碱含量较高，Na2O含量为3.08%～4.41%，K2O含量为3.66%～4.44%，全碱(Na2O+K2O)含量为7.32%～8.59%，平均值为7.73%，K2O/Na2O介于0.95～1.38之间，平均值为1.14。Al2O3含量较低，为12.10%～13.66%。TFeO含量为1.13%～2.13%。 CaO(0.42%～1.90%)、TiO2(0.17%～0.34%)、MgO(0.27%～0.71%)、MnO(0.03%～0.06%)和P2O5(0.02%～0.06%)的含量低。

表2 二长花岗岩样品主量(%)、微量(10-6)和稀土(10-6)元素分析结果

样品镁值(Mg#)=22～41，平均值为34。岩石分异程度较高，DI指数为86.30～93.38，均值为90.51。将样品投入TAS图解(图5(a))，样品均落入花岗闪长岩区域内；在K2O-SiO2图解中(图5(b))，样品落入高钾钙碱性系列；样品A/NK=1.14～1.32，A/CNK=0.92～1.08，在A/NK-A/CNK图解(图5(c))中，样品全部落入准铝质-弱过铝质范围内。

图5 索尔库里二长花岗岩TAS图解(a)、SiO2-K2O(b)和A/CNK-A/NK图解(c)

3.2.2 稀土元素

二长花岗岩的稀土元素总量较低，ΣREE为93.74×10-6～122.16×10-6，轻稀土(LREE)含量为86.24×10-6～110.69×10-6，重稀土(HREE)含量为7.29×10-6～11.47×10-6，(LREE/HREE)=9.08～12.51，均值为10.46，(La/Yb)N比值为7.17～12.06，反映出样品具有不同程度富集轻稀土元素、亏损重稀土元素的特征，说明轻重稀土元素分馏明显。稀土元素球粒陨石标准化配分模式(图6)显示，各样品的稀土元素配分曲线大致平行，指示为同源岩浆演化的产物。稀土配分模式为右倾型，轻稀土较陡，重稀土较缓，表明轻稀土分馏程度高，而重稀土分馏程度低。样品的δEu为0.59～0.82，显示中等程度的Eu负异常，指示岩浆源区可能存在斜长石残留或成岩过程中存在大量斜长石分离结晶。样品δCe介于1.04～1.22之间，均值为1.11，异常不明显，指示样品基本未受低温蚀变作用的影响[21]。邓晋福[22]提出正常厚度陆壳或加厚陆壳的中上部部分熔融，可以产生具有Eu负异常的花岗岩岩浆，而加厚陆壳底部(深度大于50～60 km)部分熔融产生的为正长岩岩浆。索尔库里二长花岗岩具有较明显的Eu负异常，稀土元素配分模式显示左高右低的较平滑的曲线(图6(a))，富集轻稀土元素，亏损重稀土元素。

3.2.3 微量元素

二长花岗岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(图6(b))显示，索尔库里二长花岗岩富集Rb、Th、K、Ta、Hf和Zr等元素，亏损Ba、Nb、Sr、P和Ti等元素。Ba和Sr的亏损指示可能存在碱性长石和斜长石的分离结晶，Ti的亏损说明可能存在钛铁矿的分离结晶[23]。

图6 二长花岗岩样品稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(a)及微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔数据据文献[24])

4 讨 论

4.1 锆石饱和温度计算

花岗岩绝大多数以绝热式上升侵位，岩浆的早期结晶温度可以近似地替代岩浆形成的源区温度[25-26]，因而能够根据岩浆早期结晶温度来近似替代其初始温度。锆石中Zr的分配系数对温度极为敏感，而其他因素对其配分系数几乎无影响[27]，因此可以将锆石饱和温度代替为花岗质岩石的结晶温度[28]。Watson 和 Harrison[29]给出了锆石饱和温度的计算公式tZr(℃)：

tZr=12900/(lnDZr+0.85M+2.95)-273.5

(1)

其中：DZr为锆石中Zr与熔体中Zr的浓度比；M为全岩岩石化学参数，M=(Na+K+2Ca)/(Al×Si)(物质的量的比)。

可使用全岩Zr含量近似替代熔体中的Zr含量，锆石中的Zr含量为4.96×105。锆石饱和温度的计算结果如表3所示，从表中可知，二长花岗岩的锆石饱和温度为763～857 ℃，平均为803 ℃，属于高温花岗岩类，其形成温度明显高于S型花岗岩的平均温度764 ℃和I型花岗岩的平均温度781 ℃，位于A型花岗岩800～883 ℃的平均温度范围[28]。

表3 二长花岗岩锆石饱和温度计算结果

Miller等[27]及Harrison等[30]的研究表明，利用全岩成分计算的锆石饱和温度显著低于实际源区熔体形成时的初始温度。因此，本文研究的索尔库里二长花岗岩的形成温度比计算值更高。前人研究认为高温花岗岩的形成可能由铁镁质源岩演化而来[31]，或者有外来热的加入[28]。研究区内未见大面积铁镁质岩体出露，因而可推测高温花岗岩的形成与地幔物质上涌相关[32]。

4.2 成因类型

明确花岗质岩石的成因类型是对花岗岩成因及其地质意义研究的基础。Chappell[31]最初依据岩浆源区的性质，将花岗岩划分为I型和S型。目前最为流行的花岗岩成因分类方案为I型、S型、M型和A型方案[26, 33]，I型、S型和M型的分类依据为源岩的不同，而A型花岗岩与源岩无关，其代表了伸展体制下的高温、非造山、无水花岗岩。M型花岗岩由地幔玄武岩浆经结晶分异而成，如蛇绿岩套中的大洋斜长花岗岩。研究区内存在大规模的泥盆纪花岗岩岩浆活动，而未见大范围的基性岩体出露，这无法用玄武岩浆结晶分异来解释，因而不可能是M型花岗岩。

Loiselle和Wones[34]于1979年提出了A型花岗岩的概念，其指的是碱性(alkaline)、贫水(anhydrous)及非造山(anorogenic)的花岗岩类，不涉及成岩物质来源，一般为碱过饱和而铝不饱和。近年来，随着学者们对A型花岗岩研究的深入，A型花岗岩的概念不止碱性岩类，还包括钙碱性、弱碱质-准铝质、弱过铝质甚至强过铝质花岗岩类[35-36]。目前对A型花岗岩尚未有统一的定义，但是其化学成分上具有高SiO2、TFeO/MgO值、K2O/Na2O值和全碱含量，低CaO、MgO，富集Rb、Th、Ga、Y、Zr和Nb，亏损Sr、Ba、Cr、Co、Ni和Eu等特征[32, 37]。

索尔库里二长花岗岩具有A型花岗岩的特征：(1)具有高的SiO2含量(72.55%～76.41%)，低的MgO和CaO含量(分别为0.27%～0.45%，0.42%～1.90%)；(2)高的全碱含量，Na2O+K2O=7.32%～ 8.59%，相对富钾，K2O/Na2O=0.98～1.32，均值为1.14；(3)TFeO/MgO=2.57～6.47，均值为3.70；(4)富集Rb、Th、Y、Zr和Hf等元素，亏损Ba、Sr、P和Ti等元素；(5)具有中等程度的负Eu异常(δEu为0.59～0.82)，(La/Yb)N值为7.17～12.06，稀土元素配分模式表现为轻稀土富集、重稀土亏损的右倾型。由于微量元素的含量容易受到分离结晶作用的影响，因而选用主量元素判别图解进行投图。在Frost等[38]提出的(K2O+Na2O-CaO)-SiO2判别图解(图7(a))中，参数MALI值(K2O+Na2O-CaO)代表了岩石中长石的含量，且与岩浆的源区有关，所有样品均落入A型花岗岩区域。在Collins等[37]提出的Na2O-K2O判别图解(图7(b))中，除一个样品落入I型与A型花岗岩边界之外，其余样品均落入A型花岗岩区域内。

图7 二长花岗岩样品(K2O+Na2O-CaO)-SiO2图解(a)与Na2O-K2O图解(b)(底图分别据文献[38]和[37])

高分异I型、S型花岗岩在地球化学特征及矿物组成上与A型花岗岩很相似，因此很难将其进行区分[39]。高分异S型花岗岩具有较高的P2O5含量(平均为0.14%)，较低的Na2O含量(平均为2.81%)，P2O5的含量与SiO2含量呈正相关关系[40]；此外，S型花岗岩通常为过铝质，A/CNK>1.1[28]。索尔库里二长花岗岩的P2O5含量为0.02%～0.06%，Na2O含量为3.08%～4.41%，A/CNK<1.1，而且SiO2与P2O5的Harker图解显示SiO2与P2O5呈负相关(另文分析)。关于A型花岗岩与高分异I型花岗岩的区分至今仍是一个难题，王强和赵振华[41]通过对桐柏—大别造山带燕山晚期A型花岗岩的研究，提出A型花岗岩的TFeO含量高，通常大于1.00%，而高分异I花岗岩通常小于1.00%。本次研究的样品TFeO含量为1.13%～2.13%，均大于1.00%。综合以上分析，可以确定索尔库里二长花岗岩应当归属于A型花岗岩范畴。

4.3 岩石成因

关于A型花岗岩的成因一直存在诸多争议，至今仍未达成统一的认识。国内外学者提出了至少9种A型花岗岩的成因模式[42]。Frost和Frost[43]通过总结前人认识，于2011年提出A型花岗岩主要存在5种成因，分别为：(1)存在或者不存在地壳混染作用下的幔源拉斑玄武质岩浆或碱性岩浆的分离结晶[33-34, 44]；(2)壳幔混合作用[45-47]；(3)富F或Cl的下地壳麻粒岩小比例部分熔融[28, 32, 37]；(4)中基性结晶基底的熔融作用[38, 48-50]；(5)基性岩浆底侵作用下的变沉积岩的熔融作用[51- 52]。

由幔源基性岩浆结晶分异形成的A型花岗岩通常与同期大规模基性-超基性岩共生[53]，而在研究区不存在大规模基性-超基性岩体出露。因此，索尔库里二长花岗岩不太可能是由幔源基性岩浆通过结晶分异和地壳混染而成。幔源基性岩浆与壳源岩浆通过混合作用形成的A型花岗岩中普遍发育大量暗色铁镁质微粒包体[46, 54]，索尔库里二长花岗岩中未见暗色包体和捕获锆石，表明其也不是由岩浆混合作用形成的。下地壳麻粒岩熔融产生的熔体虽具有A型花岗岩低水逸度和高卤特征[37]，但其地球化学特征通常表现为低SiO2和K2O含量，而索尔库里二长花岗岩具有高的SiO2和K2O含量，因而，其也很难由下地壳麻粒岩部分熔融产生。

本次研究的索尔库里二长花岗岩样品均富集Rb、Th、Y、Zr和Hf等元素，亏损Ba、Sr、P和Ti等元素。岩石的Nb/Ta比值范围为1.42～7.67，明显低于幔源岩石的Nb/Ta比值(≈17.5)[55-56]，更接近陆壳岩石的Nb/Ta比值(≈11)[56-57]。Frost和 Frost[43]提出在低压条件下，由地壳熔融形成的A型花岗岩为准铝质，而在高压条件下形成的为过铝质。索尔库里二长花岗岩低的Sr/Y、(La/Yb)N值以及重稀土元素平坦分布模式(图6(a))，可以排除石榴子石作为残留相[22, 58-59]的可能，Sr和Eu的亏损表明源区岩石在斜长石稳定范围内熔融，指示索尔库里二长花岗岩的源区相对较浅(<30 km)。长英质地壳物质熔融实验结果显示，在相对低压(如0.4 GPa)条件下形成的熔体通常为准铝质-弱过铝质，而在相对高压(如0.8 GPa)条件下形成的为强过铝质[49]。而索尔库里二长花岗岩为准铝质-弱过铝质，指示其形成环境压力较低，源区可能为地壳浅部。以上特征均指示索尔库里二长花岗岩的源岩应为地壳物质。在K2O/Na2O-CaO/(MgO+TFeO)图解(图8(a))和A/MF-C/MF图解(图8(b))中，绝大多数样品均投点于变杂砂岩部分熔融区域。源区物质部分熔融所需的水主要通过含水矿物的脱水反应提供[60]，其中角闪石和云母类矿物是地壳中最普遍的含水矿物，广泛出现于变沉积岩、变中基性火成岩等源岩中[61]。由角闪石脱水形成的熔体通常富Na和Ca，并具有较低的K2O/Na2O值，而由云母类矿物脱水形成的熔体则富Rb并具有较高的K2O/Na2O值；由样品的地球化学特征可知，索尔库里二长花岗岩源区含水矿物主要为云母类。白云母是变泥质岩中常见的含水矿物，而黑云母则主要赋存于变杂砂岩中。由白云母脱水熔融通常形成强过铝质熔体，而黑云母脱水熔融形成的熔体则具有较宽的组分范围(准铝质至强过铝质)[62-64]。索尔库里二长花岗岩的准铝质至弱过铝质的组成特征，较高的SiO2和Rb含量及高的K2O/Na2O值，排除了其来自变泥质源区或变玄武质源区的部分熔融的可能性，显示其源区含有相当比例的黑云母。因此可以推测，索尔库里二长花岗岩主要由变杂砂岩熔融形成。

图8 二长花岗岩样品K2O/Na2O-CaO/(MgO+TFeO)图解((a)，底图据文献[65])和A/MF-C/MF图解((b)，底图据文献[66])

样品P、Nb、Ti、Ba和Sr等元素显著亏损，分异指数(DI)为86～93，这些特征表明，样品经历了一定程度的分离结晶[67]。由于地壳物质部分熔融形成的岩浆本身就亏损高场强元素[68]，因此Nb、Ti和P等高场强元素的亏损在一定程度上反映了源岩的特征；而另一方面，Nb和Ti的亏损程度较高，反映了可能存在富钛矿物(如钛铁矿和榍石等)的分离结晶，而P的亏损反映了磷灰石的分离结晶[69]，Ba和Sr的亏损则表明可能存在碱性长石和斜长石的分离结晶。

由索尔库里二长花岗岩的锆石饱和温度研究可知，其属于高温花岗岩，形成机制与地幔物质上涌底侵有关。综上所述，笔者认为索尔库里二长花岗岩是在地幔物质上涌提供热源的背景下，引发长英质地壳(变杂砂岩)部分熔融产生的母岩浆，继而经历钛铁矿、磷灰石和长石等矿物的分离结晶作用而形成的。

4.4 构造意义

Loiselle和Wones[34]最初认为A型花岗岩形成于板内裂谷的非造山环境，其后随着对A型花岗岩研究的不断深入，学者们认识到其形成环境并不仅局限于非造山环境。例如，King等[28]通过对Lachalen褶皱带中A型花岗岩的研究，得出其可形成于造山期的各个环境，而非仅存在于非造山环境；Bonin[33]提出A型花岗岩与造山事件在空间上并无关联，仅在时间上存在联系，A型花岗岩并非仅形成于传统认识的板内环境，也可形成于板块汇聚的活动边缘环境。A型花岗岩虽然可以出现在多种构造背景下，但是其形成均与伸展构造背景相关[5, 32, 70]；因此，A型花岗岩成为判别伸展背景的重要岩石学标志[26]。

根据A型花岗岩化学特征的不同，Eby[71]将A型花岗岩划分为A1和A2两个亚类；吴锁平等[5]也将其称为AA型(Anorogenic Type)与PA型(Post-orogenic Type)，并认为A1型形成于板内的裂谷环境，与洋岛玄武岩(OIB)具有相似性，代表了大陆裂谷或板内环境下的岩浆作用；A2型形成于后碰撞或后造山环境，与地壳平均值和岛弧玄武岩(IAB)具有一定的相似性，代表了陆-陆碰撞或岛弧岩浆作用后的地壳物质的部分熔融[72]。在Eby[71]提出的A1-A2花岗岩判别图解中，样品主要投点于A1区域(图9(a))；但在Nb-Y-3Ga图解(图9(b))中，部分样品分布于A1-A2边界，显示出A1-A2过渡型特点，表明索尔库里二长花岗岩具有从造山后向板内裂谷环境过渡的特点。

图9 索尔库里二长花岗岩Ce/Nb-Y/Nb图解(a)和Nb-Y-3Ga三角图解(b)(底图据文献[71])

南阿尔金中酸性岩浆岩类型多样(包括二长花岗岩、正长花岗岩、石英二长闪长岩和石英闪长岩等)，分布广泛，总体呈NEE向展布。杨文强等[3]、康磊等[73]及Wang等[74]依据对区域地质、变质过程和岩浆活动特征综合分析，提出将区内中酸性岩浆活动划分为4个期次。第1期以侵位于蛇绿岩套中的黄土泉埃达克岩为代表(约517 Ma)，为洋壳俯冲的产物；第2期以长沙沟片麻状花岗闪长岩、鱼目泉混合花岗岩和茫崖二长花岗岩为代表(约500 Ma)，为陆壳深俯冲阶段加厚的基性下地壳部分熔融的产物；第3期以玉苏普阿勒克塔格花岗闪长岩、塔特勒克布卡克二长花岗岩、吐拉钾长花岗岩及江尕勒萨依二长花岗岩为代表(约460 Ma)，为深俯冲板片断离阶段中上地壳物质部分熔融的产物；第4期以吐拉铝质A型花岗岩、玉苏普阿勒克塔格A型花岗岩、柴水沟A型正长花岗岩+二长花岗岩和常春沟A型正长花岗岩为代表(约400 Ma)，认为是造山后伸展减薄阶段壳源物质部分熔融的产物。

南阿尔金地区晚古生代岩浆活动以发育典型的A型花岗岩[6-7, 70]和双峰式火山作用[9]为特征，代表了该时期以伸展为特征的大地构造背景。吴锁平等[70]通过对吐拉正长花岗岩的地球化学和锆石年代学的研究，认为该岩体为A2型花岗岩，其形成时代为(385.2±8.1) Ma，构造背景为造山后的伸展环境。王超等[6]认为玉苏普阿勒克塔格二长花岗岩具有A型花岗岩的特征，成因为幔源岩浆与下地壳的相互作用，引发地壳连续伸展减薄的过程，指示阿尔金南缘在早古生代末期存在造山后伸展背景下的幔源岩浆底侵作用。吴才来等[7]提出南阿尔金茫崖地区404～411 Ma形成的花岗闪长岩+二长花岗岩+正长花岗岩具有A型花岗岩的地球化学特征，形成机制或与板块碰撞后造山带块体均衡调整有关。Kang等[9]测得南阿尔金双峰式火山岩的锆石U-Pb年龄为(406±1)Ma，并认为双峰火山岩套中的英安岩及流纹岩为A2型花岗岩，形成于造山后的伸展构造环境。

碰撞造山作用一直是地学研究的热点，特别是对于碰撞后向板内环境过渡期间的构造背景和相应岩浆活动的研究，一直存在争议[75-77]。Liegeois[78]按时间顺序将碰撞造山过程划分为：活动大陆边缘阶段、同碰撞阶段、后碰撞阶段及板内作用阶段。后碰撞阶段发生在大陆板块初始碰撞挤压之后，存在较大的块体位移，并伴随强烈的岩浆作用。当汇聚的大陆板块完全拼接在一起，标志着后碰撞阶段的结束，进入板内构造体制。板内构造体制包括通常意义上的后造山阶段和非造山阶段，后造山阶段是从碰撞到板内阶段转换的重要时期。康磊等[79]在总结近年来发表的岩浆岩年代学数据的基础上，提出424.0～385.2 Ma期间南阿尔金地区已经为后造山伸展阶段。本文所获取的锆石U-Pb年龄为(377.5±1.6) Ma及(377.4±2.1) Ma，比南阿尔金地区A2型花岗岩时代晚了约10 Ma，并且显示从A2型向A1型过渡的特征，进一步说明在晚泥盆世南阿尔金地区已由后造山构造环境转变为板内非造山构造体制。

5 结 论

通过对南阿尔金索尔库里地区二长花岗岩的锆石U-Pb年代学、岩石地球化学的研究，得到如下认识：

(1)索尔库里二长花岗岩中的锆石为岩浆锆石，两个样品的LA-ICP-MS定年结果分别为(377.5±1.6) Ma和(377.4±2.1) Ma，表明其形成时代为晚泥盆世。

(2)索尔库里二长花岗岩具有富硅和碱、贫Ca和Mg的特征，属高钾钙碱性系列、准铝质-弱过铝质岩石；轻重稀土分馏明显，具有明显Eu负异常；微量元素富集Rb、Th、Y、Zr和Hf等元素，亏损Ba、Sr、P和Ti等元素。以上地球化学特征指示其岩浆源区为长英质地壳物质(变杂砂岩)，并且经历了斜长石和钛铁矿等矿物的分离结晶作用。

(3)索尔库里二长花岗岩为A型花岗岩，属板内伸展型花岗岩(A1型花岗岩)，并显示从A2型向A1型过渡的特征，表明晚泥盆世南阿尔金地区已由后造山构造环境转变为板内非造山构造体制。