0 引言
大同岩体地处西昆仑造山带的深处，是早古生代岩浆弧的最大岩体之一。因自然条件极其恶劣，地质调查极难展开，目前对西昆仑早古生代岩浆弧的研究尚处起步阶段。大同岩体是加里东中期侵入到中元古代变质基底中的最大岩基，其岩石类型组成复杂，前人对其成因有不同的认识。廖世勇等[1,2]认为其形成于原特提斯洋向南俯冲过程中的弧后拉张环境，俯冲过程中有洋壳沉积物的部分熔融，并与地幔楔发生充分的交代作用；于晓飞等[3]认为大同岩体是岩浆多次涌动侵入形成的结果，岩浆作用持续30 Ma左右，贯穿于加里东中期的奥陶纪；高晓峰等[4]认为大同岩体为复式岩体，形成于由俯冲消减向碰撞后伸展阶段的转变环境。
总之，前人对西昆仑早古生代岩浆弧有限的研究侧重于岩石类型和形成背景等方面的具体描述和讨论，但是对其中某些具体岩石类型，如钾玄质岩石和埃达克质岩石的岩浆产生机理、地质意义及其成因联系论述得不够充分，需进一步的工作。本文以大同岩体内及外围新发现的埃达克质岩石为切入点，全面论述了其岩相学、岩石学、地球化学，锆石年代学和Hf同位素的特征，研究了其岩浆源区特点、岩浆形成机理和演化过程及与大同主岩体钾玄质岩石的成因联系，在此基础上探讨了原特提斯洋的构造演化历史。
1 构造背景和岩体基本特征 1.1 构造环境西昆仑造山带是青藏高原的重要组成部分，处于古亚洲洋和特提斯洋的构造结合部位，位于塔里木板块和冈底斯板块的衔接部位[5,6]，西临帕米尔高原，东邻东昆仑秦岭造山带，北接塔里木盆地，南连青藏高原，隶属西部中央造山带的一部分[7]，代表了早古生代到早中生代原特提斯洋和古特提斯洋的形成、俯冲、消减及碰撞造山过程。在早古生代西昆仑北侧主要经历了加里东阶段：加里东早期主要为钙碱性火成岩，形成于火山弧环境；加里东中晚期主要为钾玄岩系列火成岩，分别产生于碰撞后隆起环境和造山晚期相对拉张环境[8,9]。西昆仑从北到南有4条与昆仑山走向近平行的主要断裂带，依次为：西昆仑北断裂带(奥依塔格库地断裂带)；西昆仑中断裂带(麻扎康西瓦断裂带)；西昆仑南断裂带(红山湖乔尔天山断裂带)；班公湖怒江断裂带[10]。以这4条构造断裂带为界，可将西昆仑由北而南分为西昆仑地体、甜水海地体、喀喇昆仑山地体和科伊斯坦地体4个构造单元(图 1a)。西昆仑北断裂带，也称柯岗库地其曼于特蛇绿混杂岩带，被认为是原特提斯洋扩张、俯冲和最后西昆仑地块与塔里木地块碰撞拼合的位置[11,12]。该断裂带与大同岩体的形成密切相关。
西昆仑造山带岩浆活动强烈，火成岩分布广泛，以侵入岩为主，被认为是特提斯洋不同演化阶段的产物。与上述的构造单元和主要断裂带相对应，在西昆仑北断裂带和中断裂带之间广泛分布着沿NWSE走向的侵入岩体，形成两条巨型的中酸性深成岩带，习惯称之为“北岩带”和“南岩带”[10,13]。其中，北岩带以早古生代岩浆作用为主，位于柯岗库地其曼于特缝合带南侧；南岩带则以早中生代的岩浆作用为主，位于麻扎康西瓦缝合带北侧。本文的研究区大同岩体为北岩带规模最大、最典型的加里东期岩体(图 1b)，隶属于早古生代岩浆弧。
1.2 大同岩体地质特征大同岩体侵位于古元古界赫罗斯坦群中，同时被早中生代岩体侵入，宽10~25 km，长约90 km，总面积近2 000 km2[14](图 1b)。前人对大同岩体研究获得岩体锆石U-Pb年龄为440.0~478.8 Ma[2,12,15]。岩体化学成分主要为高钾钙碱性到钾玄岩系列，主要为黑云母石英二长岩、石英闪长岩、石英二长岩、二长花岗岩和正长岩。岩石中暗色过钾质微粒包体发育，整体斑状似斑状结构，块状构造。
大同岩体内和外围新发现的淡色花岗岩岩石化学成分为埃达克质岩石(具体见下文)，主要由石英二长花岗岩和黑云母二长花岗岩两种岩石组成。根据产状可以分两种产出形式：一种为不同规模和方向的脉体(图 2a、b)，脉体的产状平直，脉宽为5~20 cm，明显为后期侵入成因，颜色为灰白色，不同于大同主岩体(图 2c)的黑绿或暗绿色；另一种为独立的岩体，位于大同岩体的南侧，颜色比大同岩体主岩体浅(图 2d)。
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| a、b.脉状埃达克质岩石穿插于大同主岩体中；c.大同主岩体的钾玄岩；d.大同岩体中呈独立岩体产出的埃达克质岩石。 图 2 西昆仑大同岩体中的花岗岩野外照片 Fig.2 Photographs of granites in Datong pluton of the western Kunlun orogen |
大同岩体内和外围新发现的埃达克质岩石样品采集位置位于西昆仑中西段，主要包括石英二长花岗岩和黑云母二长花岗岩两种类型。其岩相学特征如下：
石英二长花岗岩：即脉状埃达克质岩石，坐标为75°54′E，37°49′N。颜色为浅灰色，主要呈脉状产于暗色闪长岩中。由斜长石(30%~40%)、碱性长石(20%~30%)、石英(10%~20%)和角闪石(5%~10%)组成。副矿物主要为帘石、榍石、磷灰石。长石表面发生不同程度蚀变。石英表面洁净，可分为大小不等的两种，一种粒径1.0 mm左右，另一种粒径0.3 mm左右，具有弱定向，波状消光不明显，可能是动力重结晶所致。暗色矿物主要为角闪石，弱蚀变，具明显的定向性(图 3a)。
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| a.石英二长花岗岩；b.黑云母二长花岗岩。Af.碱性长石；Hb.普通角闪石；Q.石英；Pl.斜长石。 图 3 西昆仑大同岩体中的埃达克质岩石显微照片 Fig.3 Photomicrographs of the adakitic rocks in Datong pluton of the western Kunlun orogen |
黑云母二长花岗岩：即以岩体形式产出的埃达克质岩，坐标为75°51′E，37°51′N。颜色为浅灰色。主要矿物有石英(25%~30%)、微斜长石(30%~35%)、斜长石(25%~35%)，含有少量黑云母和角闪石。副矿物主要有榍石、绿帘石、磷灰石、磁铁矿等。岩石镜下为半自形粒状结构，无明显变形。石英呈半自形他形，表面洁净，粒径为0.5~1.7 mm，有的呈包裹体分布于斜长石之中。斜长石和微斜长石呈半自形自形。微斜长石表面洁净，斜长石聚片双晶发育，表面遭受蚀变，多发生黝帘石化，与微斜长石互相穿插。暗色矿物组成主要为角闪石、黑云母，矿物发生绿帘石化且已经分解(图 3b)。
2.2 分析方法本文对大同岩体内及外围发现的埃达克质岩石进行了系统详细的采样分析，主微量元素分析均由澳实分析检测(广州)有限公司完成。其中主量元素采用ME-XRF06分析方法，精度优于5%；微量元素采用ME-MS81分析方法，精度优于3%。
锆石U-Pb测年利用中国地质科学院矿产资源研究所带有多个离子计数器(multiion counters)的Finnigan Neptune型多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)，及与之配套的Newwave UP 213 Nd: YAG激光剥蚀系统建立的锆石微区U-Pb定年方法。分析时激光束直径为25 μm，剥蚀频率为10 Hz,输出能量约为215 J/cm2，测试采用高纯Ar气和He气。年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot 310完成,锆石标准测试未进行普通铅校正,对样品206Pb/204Pb>200的样品不进行普通铅校正,普通铅较高的采用Andsersen T[16]的方法进行校正。锆石年龄采用锆石91500外标,元素含量采用NIST 612作为外标。具体实验原理参数及详细测试方法见文献[17]。
锆石Lu-Hf同位素测试是在中国地质调查局天津地质调查中心实验测试室完成的，所用的测试仪器为X Series II型电感耦合等离子体质谱仪(美国热电公司)。锆石剥蚀采用的是美国ESI公司生产的波长193 nm的准分子激光器，束斑直径为50 μm，脉冲频率8~10 Hz，能量密度为10~11 J/cm2。激光剥蚀物质以高纯He作为载气，176Hf/177Hf值采用179Hf/177Hf=0.732进行指数归一化校正。测定实验采用GJ-1、Temora、91500和Mud Tank 4标准锆石进行Hf同位素的测定，并用βYb平均值进行同质异位素的干扰校正，所测结果符合文献报道值。具体实验原理参数及详细测试方法见文献[18]。
3 分析结果 3.1 主量元素样品全岩主量元素测试结果见表 1。
| 序号 | wB/% | K2O/Na2O | A/CNK | Mg# | A/NK | 烧失量 | ||||||||||
| SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | Na2O+K2O | ||||||
| DT112-2 | 71.04 | 0.15 | 14.81 | 2.17 | 0.02 | 0.29 | 2.02 | 4.06 | 4.29 | 0.03 | 8.35 | 1.06 | 0.99 | 0.42 | 1.31 | 0.62 |
| DT116-1 | 69.63 | 0.20 | 15.59 | 1.96 | 0.03 | 0.36 | 2.34 | 4.46 | 4.22 | 0.04 | 8.68 | 0.95 | 0.96 | 0.41 | 1.31 | 0.56 |
| DT122-1 | 72.02 | 0.13 | 14.73 | 1.51 | 0.03 | 0.26 | 1.88 | 4.34 | 4.26 | 0.03 | 8.60 | 0.98 | 0.97 | 0.63 | 1.25 | 0.50 |
| DT123-2 | 60.34 | 0.75 | 15.72 | 6.11 | 0.13 | 2.35 | 6.74 | 4.46 | 1.94 | 0.39 | 6.40 | 0.43 | 0.71 | 0.37 | 1.62 | 0.56 |
| DT123-4 | 66.81 | 0.13 | 17.61 | 1.66 | 0.04 | 0.25 | 2.72 | 4.98 | 4.16 | 0.03 | 9.14 | 0.84 | 1.00 | 0.44 | 1.39 | 0.84 |
| DT124-2 | 70.36 | 0.19 | 15.53 | 1.97 | 0.02 | 0.39 | 2.40 | 4.24 | 3.62 | 0.05 | 7.86 | 0.85 | 0.99 | 0.52 | 1.42 | 0.88 |
| 注：A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)，A、C、N、K分别代表相应氧化物的摩尔百分数。Mg#=Mg/(Mg+Fe)。A/NK=Al2O3/(Na2O+K2O)。 | ||||||||||||||||
大同岩体的埃达克质岩石富SiO2(60.34%~72.02%)和Al2O3(14.73%~17.61%)，贫CaO(1.88%~6.74%)、MgO(0.25%~2.35%)和TiO2(0.13%~0.75%)。样品全碱(Na2O+K2O)质量分数高(6.40%~9.14%)且变化范围大，K2O/Na2O(0.43~1.06)中等，在TAS分类图中分别位于二长岩、石英二长岩和花岗岩中(图 4a)。在w(K2O)-w(SiO2)图解中大部分样品位于高钾钙碱性系列，只有一个位于钙碱性系列(图 4b)。A/CNK≤1，为0.71~1.00，在A/NK-A/CNK图解中大部分位于准铝质区域里(图 5)。里特曼指数δ为2.26~3.51(多数为2.26~2.81)。图 4中阴影区为大同主岩体(钾玄岩)，可知在主量元素方面，埃达克质岩石和大同岩体主岩体之间存在明显的差异。
大同岩体中和外围发现的埃达克质岩石的稀土元素总量(w(ΣREE))为76.06×10-6~128.39×10-6，平均为95.77×10-6。微量元素(表 2)表现为高Sr(504×10-6~970×10-6)、低Y(5.8×10-6~17.2×10-6)和Yb(0.63×10-6~1.59×10-6)及高Sr/Y(32.31~128.28)值的特征，具有典型的埃达克岩性质(图 6)。LREE/HREE为8.58~18.83，平均12.85；(La/Yb)N值为9.73~30.06，属轻稀土强烈富集型；Eu表现为较明显的负异常(δEu=0.63~0.94)，具有LREE强富集和HREE弱亏损右倾平滑曲线(图 7a)。在原始地幔标准化图中，埃达克质岩石均表现出Ta、Nb、P和Ti的强亏损和大离子亲石元素的富集(图 7b)。图中阴影区均为大同主岩体的数据，在球粒陨石标准化微量元图解和原始地幔标准化图解中埃达克质岩石表现出相似的特点(图 7)，但是在Sr/Y-w(Y)和(La/Yb)N-w(YbN)图解中均位于岛弧火山岩区域(图 6)。
| 序号 | La | Ce | Pr | Nd | Sm | Eu | Gd | Tb | Dy | Ho | Er | Tm | Yb | Lu | ΣREE |
| DT112-2 | 26.4 | 35.4 | 2.94 | 9.4 | 1.37 | 0.39 | 1.18 | 0.19 | 1.03 | 0.22 | 0.57 | 0.10 | 0.63 | 0.11 | 79.93 |
| DT116-1 | 29.7 | 55.3 | 5.87 | 22.1 | 3.83 | 0.72 | 3.15 | 0.49 | 2.85 | 0.61 | 1.68 | 0.26 | 1.59 | 0.24 | 128.39 |
| DT122-1 | 20.9 | 37.5 | 4.25 | 13.5 | 2.52 | 0.50 | 2.33 | 0.39 | 2.44 | 0.50 | 1.53 | 0.24 | 1.54 | 0.26 | 88.40 |
| DT123-2 | 23.5 | 37.5 | 3.95 | 13.2 | 2.14 | 0.49 | 1.65 | 0.23 | 1.17 | 0.25 | 0.73 | 0.09 | 0.64 | 0.11 | 85.65 |
| DT123-4 | 18.9 | 32.7 | 3.57 | 11.5 | 2.11 | 0.55 | 1.96 | 0.33 | 1.65 | 0.38 | 0.94 | 0.14 | 1.15 | 0.18 | 76.06 |
| DT124-2 | 28.8 | 49.9 | 5.46 | 19.0 | 3.37 | 0.68 | 2.53 | 0.42 | 2.20 | 0.46 | 1.43 | 0.23 | 1.46 | 0.23 | 116.17 |
| 序号 | LREE/HREE | (La/Yb)N | δEu | Th | U | Rb | Sr | Ba | Zr | Nb | Ta | Tl | Y | Hf |
| DT112-2 | 18.83 | 30.06 | 0.94 | 16.50 | 3.13 | 225.0 | 744 | 1 710 | 64 | 4.6 | 0.3 | 899.02 | 5.8 | 1.8 |
| DT116-1 | 10.81 | 13.40 | 0.63 | 10.40 | 1.98 | 146.5 | 757 | 1 765 | 153 | 8.7 | 0.7 | 1 198.7 | 17.2 | 4.2 |
| DT122-1 | 8.58 | 9.73 | 0.63 | 7.61 | 2.60 | 105.5 | 504 | 1 230 | 187 | 8.9 | 0.7 | <0.5 | 15.6 | 5.3 |
| DT123-2 | 16.59 | 26.34 | 0.80 | 13.55 | 5.17 | 77.4 | 565 | 1 850 | 154 | 7.1 | 0.5 | <0.5 | 7.4 | 4.5 |
| DT123-4 | 10.30 | 11.79 | 0.83 | 9.34 | 3.96 | 168.5 | 970 | 3 080 | 105 | 6.3 | 0.4 | 0.7 | 10.2 | 2.8 |
| DT124-2 | 11.97 | 14.15 | 0.71 | 10.35 | 2.67 | 122.0 | 719 | 2 050 | 178 | 7.5 | 0.5 | 0.5 | 14.6 | 4.5 |
| 注:微量元素质量分数单位为10-6。 | ||||||||||||||
为了进一步确定大同岩体中埃达克质岩石的形成时间，选取2个具有代表性的样品(DT112-2、DT116-1)，对其中的锆石进行了U-Pb测年(表 3)。
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样品DT112-2和DT116-1中的锆石多为短柱状和长柱状晶形，少数为粒状，单偏光镜下显示浅黄色或无色。阴极发光图片(图 8)显示，锆石均呈自形到半自形，宽为42~162 μm，长为65~260 μm，具有清晰的韵律环带结构，无变质增生边，大部分样品的Th/U值大于0.4，呈现岩浆锆石的特征[21]。
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| 图 8 西昆仑大同岩体中的埃达克质岩石锆石CL图 Fig.8 CL images of the analyzed zircons in the adakitic rocks from Datong pluton of the western Kunlun orogen |
研究区以脉状和独立岩体产出的埃达克质岩石的锆石206Pb/238U加权平均年龄值分别为(443.6±1.4)Ma(MSWD=0.019)和(462.0±1.0)Ma(MSWD=0.111)(图 9)，DT116-1中个别锆石显示了较老的206Pb/238U年龄(516 Ma和700 Ma)，可能是岩体形成过程中捕获围岩的结果[22]。
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| 图 9 西昆仑大同岩体中的埃达克质岩石锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄谐和图 Fig.9 U-Pb concordia diagrams of zircons for the adakitic rocks in Datong pluton of the western Kunlun orogen |
为了进一步研究埃达克质岩石的源区和岩浆演化过程，我们又对样品(DT112-2、DT116-1)进行了锆石原位Hf同位素分析。测试时，选择样品中用来测年龄的同一锆石颗粒并保证在原测点附近位置做Hf同位素测试，锆石Hf同位素测试结果见表 4。30颗锆石中，其中14颗锆石的176Lu/177Hf值为0.002 060~0.004 363，平均0.002 709，16颗锆石176Lu/177Hf值为0.000 720~0.001 995，表明锆石在形成以后虽然有放射成因Hf的积累，但数量有限，基本可以反映其形成时体系的Hf同位素组成[23,24]，具体的Hf同位素组成见图 10。
| 分析点号 | 176Yb/177Hf | 176Lu/177Hf | 176Hf/177Hf | 2σm | ε<sub>Hf(0) | ε<sub>Hf(t) | 2σ | TDM1/Ma | TDM2/Ma |
| DT112-2.1 | 0.074 409 | 0.002 518 | 0.282 530 | 0.000 025 | -9.27 | -0.27 | 0.901 61 | 1 094.82 | 1 438.33 |
| DT112-2.2 | 0.109 938 | 0.004 363 | 0.282 420 | 0.000 044 | -13.16 | -4.68 | 1.569 45 | 1 322.73 | 1 717.01 |
| DT112-2.3 | 0.080 148 | 0.002 191 | 0.282 457 | 0.000 022 | -11.85 | -2.74 | 0.767 18 | 1 190.81 | 1 594.72 |
| DT112-2.4 | 0.091 859 | 0.002 522 | 0.282 459 | 0.000 033 | -11.78 | -2.78 | 1.173 33 | 1 198.75 | 1 596.89 |
| DT112-2.5 | 0.094 503 | 0.002 562 | 0.282 471 | 0.000 033 | -11.34 | -2.35 | 1.166 24 | 1 181.67 | 1 569.56 |
| DT112-2.6 | 0.037 448 | 0.001 114 | 0.282 468 | 0.000 021 | -11.44 | -2.01 | 0.727 41 | 1 140.41 | 1 548.89 |
| DT112-2.7 | 0.068 853 | 0.002 286 | 0.282 420 | 0.000 021 | -13.17 | -4.10 | 0.757 54 | 1 247.80 | 1 679.84 |
| DT112-2.8 | 0.111 078 | 0.003 752 | 0.282 553 | 0.000 042 | -8.46 | 0.18 | 1.497 73 | 1 098.41 | 1 409.50 |
| DT112-2.9 | 0.120 846 | 0.004 039 | 0.282 504 | 0.000 039 | -10.20 | -1.63 | 1.376 68 | 1 182.87 | 1 524.56 |
| DT112-2.10 | 0.023 470 | 0.000 885 | 0.282 401 | 0.000 018 | -13.82 | -4.35 | 0.648 91 | 1 227.70 | 1 695.57 |
| DT112-2.11 | 0.022 402 | 0.000 720 | 0.282 467 | 0.000 016 | -11.50 | -1.95 | 0.555 29 | 1 131.06 | 1 545.53 |
| DT112-2.12 | 0.076 763 | 0.002 426 | 0.282 478 | 0.000 022 | -11.09 | -2.06 | 0.781 71 | 1 167.01 | 1 551.37 |
| DT112-2.13 | 0.097 801 | 0.002 871 | 0.282 450 | 0.000 024 | -12.11 | -3.20 | 0.852 13 | 1 224.15 | 1 623.59 |
| DT112-2.14 | 0.078 005 | 0.002 116 | 0.282 429 | 0.000 021 | -12.85 | -3.69 | 0.730 21 | 1 229.12 | 1 655.71 |
| DT112-2.15 | 0.030 724 | 0.001 025 | 0.282 551 | 0.000 020 | -8.54 | 0.90 | 0.724 09 | 1 022.28 | 1 364.24 |
| DT116-1.1 | 0.062 946 | 0.001 461 | 0.282 547 | 0.000 040 | -8.67 | 1.02 | 1.406 40 | 1 039.62 | 1 370.48 |
| DT116-1.2 | 0.074 029 | 0.001 689 | 0.282 577 | 0.000 031 | -7.60 | 2.03 | 1.086 66 | 1 002.40 | 1 306.76 |
| DT116-1.3 | 0.100 393 | 0.002 087 | 0.282 612 | 0.000 050 | -6.38 | 3.14 | 1.776 57 | 963.62 | 1 237.13 |
| DT116-1.4 | 0.094 221 | 0.002 139 | 0.282 579 | 0.000 035 | -7.52 | 1.98 | 1.223 17 | 1 011.84 | 1 310.45 |
| DT116-1.5 | 0.043 664 | 0.001 148 | 0.282 597 | 0.000 032 | -6.91 | 2.92 | 1.145 98 | 960.61 | 1 251.77 |
| DT116-1.6 | 0.042 759 | 0.001 021 | 0.282 517 | 0.000 031 | -9.72 | 0.11 | 1.111 62 | 1 069.09 | 1 428.18 |
| DT116-1.7 | 0.051 568 | 0.001 568 | 0.282 482 | 0.000 037 | -10.95 | -1.29 | 1.311 05 | 1 134.51 | 1 516.58 |
| DT116-1.8 | 0.054 476 | 0.001 146 | 0.282 308 | 0.000 028 | -17.11 | -7.28 | 0.997 76 | 1 366.66 | 1 895.48 |
| DT116-1.9 | 0.080 044 | 0.002 060 | 0.282 628 | 0.000 028 | -5.79 | 3.72 | 1.005 29 | 938.72 | 1 199.74 |
| DT116-1.10 | 0.058 750 | 0.001 995 | 0.282 517 | 0.000 018 | -9.74 | -0.21 | 0.640 39 | 1 098.25 | 1 448.22 |
| DT116-1.11 | 0.046 663 | 0.001 332 | 0.282 644 | 0.000 023 | -5.24 | 4.56 | 0.830 02 | 898.29 | 1 149.01 |
| DT116-1.12 | 0.041 654 | 0.001 352 | 0.282 468 | 0.000 020 | -11.48 | -1.75 | 0.701 04 | 1 149.03 | 1 545.66 |
| DT116-1.13 | 0.054 985 | 0.001 583 | 0.282 537 | 0.000 018 | -9.03 | 0.65 | 0.650 35 | 1 057.44 | 1 394.85 |
| DT116-1.14 | 0.058 636 | 0.001 527 | 0.282 518 | 0.000 017 | -9.70 | 0.04 | 0.602 96 | 1 082.79 | 1 434.89 |
| DT116-1.15 | 0.069 388 | 0.001 661 | 0.282 518 | 0.000 021 | -9.68 | -0.05 | 0.738 69 | 1 085.90 | 1 437.93 |
| 注:εHf(0)＝104[(176Hf/177Hf)S/(176Hf/177Hf)CHUR,0－1]; εHf(t)＝104 {[(176Hf/177Hf)S-(176Lu/177Hf)S(eλt－1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR,0－(176Lu/177Hf)CHUR(eλt－1)]－1}; TDM1=1∕λ{1+[(176Hf/177Hf)S-(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)S-(176Lu/177Hf)DM]}; TDM2=TDM1-(TDM1-t)[(fCC-fS)/(fCC-fDM)]。其中：(176Hf/177Hf)S=(176Hf/177Hf)0+(176Lu/177Hf)S (eλt-1); (176Lu/177Hf)CHUR=0.033 2; (176Hf/177Hf)CHUR,0=0.282 772; (176Lu/177Hf)DM= 0.038 4; (176Hf/177Hf)DM=0.283 25; t为样品的形成时间; λ= 1.876 × 10-11a-1[24]。 | |||||||||
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| 图 10 西昆仑大同岩体中的埃达克岩锆石的Hf同位素组成 Fig.10 西昆仑大同岩体中的埃达克岩锆石的Hf同位素组成 Fig.10 Zircon Hf isotopic compositions for the adakitic rocks of Datong pluton in the western Kunlun orogen |
对埃达克质岩石样品(DT112-2)和(DT116-1)各选取15个测试点，测点的176Hf/177Hf为0.282 308~0.282 644，平均为0.282 504；εHf(t)为-7.28~4.56，平均为-0.84；一阶段模式年龄为898.29~1 366.66 Ma，平均约为1 117 Ma；二阶段模式年龄为1 149.01~1 895.48 Ma，平均约为1 481 Ma。这些埃达克质岩石位于亏损地幔和地壳演化线之间，落在球粒陨石的附近(图 11)。
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| 图 11 西昆仑大同岩体埃达克岩的锆石εHf(t)-t图解 Fig.11 Zircon εHf(t)-tt plot for the adakitic rocks in Datong pluton of the western Kunlun orogen |
大同岩体的埃达克质岩石与典型的埃达克岩(如Cook island AVZ和Mt. Burney AVZ)的原始地幔标准化模式图非常相似(图 12)，但也存在一些差别。例如，MgO的含量较高、Y含量的负异常不是很明显、Sr含量的正异常不突出等，说明大同岩体埃达克质岩石的形成过程与典型埃达克岩的成因可能存在一些区别[25,26,27,28]。埃达克质岩石的的成因目前主要有以下观点：1)年轻洋壳向下俯冲过程中，发生部分熔融；2)老的滞留洋壳在特定条件下发生部分熔融；3)地壳增厚机制导致的下地壳或底侵玄武岩发生部分熔融；4)拆沉的下地壳进入软流圈地幔发生部分熔融； 5)岩石圈地幔直接发生部分熔融并经历地壳的同化混染或分离结晶[29]。不同成因类型或构造背景下形成的埃达克质岩石表现出不同的特征。
大同岩体的埃达克质岩石形成于早古生代的中、晚奥陶世，故不可能是年轻洋壳俯冲过程中部分熔融形成的。下地壳的基本成分是玄武质或角闪质岩石，其部分熔融产生的熔体相对富CaO，CaO/Na2O的值高且变化大，可以达到10[30]，而大同岩体的埃达克质岩石贫CaO(1.88%~6.74%)，而且CaO/Na2O值低(0.43~1.46，平均0.67)且变化范围不大。同时，相对于已知的增厚玄武岩质下地壳或底侵玄武质岩部分熔融形成的埃达克岩低SiO2、低Y(平均8.5×10-6)和高Sr(平均1 310×10-6)；朱弟成等[31]认为大同岩体的埃达克质岩石表现为高SiO2、高Y和相对低的Sr;本文埃达克质岩石的w(SiO2)平均68.37×10-6、w(Y)平均11.8×10-6和w(Sr)平均710×10-6，说明大同岩体的埃达克质岩石也不可能是增厚或拆沉的下地壳以及底侵玄武岩发生部分熔融形成的。源自地幔的熔体与地壳混染成因的埃达克质岩石会有大量的捕获锆石存在，因而会显示很宽的年龄区间，而大同岩体的埃达克质岩石的锆石显示非常小的U-Pb锆石年龄范围(图 8、9,表 3)。此外，埃达克质岩石的生成和演化过程虽然可能有分离结晶作用发生，但本文的埃达克质岩石的主要元素之间并没有显示明显的线性关系(表 1)，暗示其并没有经历混染地壳的过程。而且，也没有与之伴生的大面积的基性岩浆岩的存在，这些均表明其不可能是幔源岩浆同化混染地壳并发生分离结晶作用(AFC)形成的。
我们认为大同岩体的埃达克质岩石是相对老(中、晚奥陶世)的洋壳在特定的条件下发生部分熔融的结果，这个特定条件就是在俯冲背景下发生部分熔融的不只是洋壳，还有洋壳上面的陆源沉积物。
首先，在Pearce[32]的w(Rb)-w(Y+Nb)和w(Rb)-w(Yb+Ta)图解中，除1个样品落入同碰撞区域外，其他样品均落入火山弧区域(图 13)，表明其产出于俯冲带岛弧环境。其次，本区埃达克岩显示高场强元素(HFSE)相对于大离子亲石元素(LILE)亏损，具有“B”型俯冲带的特征[33,34,35]，具有这种特征的组分又被称为消减带组分SZE[33]，表明埃达克岩可能产生于洋壳向陆壳俯冲的构造环境。另外，埃达克岩的Nb/Ta为12.43~15.75，平均14.24；Zr/Hf为34.22~39.56，平均36.42；两者均介于地壳平均值(Nb/Ta为11[37]；Zr/Hf为44.68[38])和地幔平均值(Nb/Ta为17.5[20]；Zr/Hf为30.74[37])之间，说明其形成地壳、地幔物质均有参与。再结合稀土元素球粒陨石标准化曲线,显示轻微负铕(Eu)异常，富集大离子亲石元素和轻稀土元素及Ta、Nb、Ti和P 等高场强元素的亏损，表明有地壳来源的俯冲沉积物加入到地幔源区中[39]。
最后为了进一步确定埃达克质岩的岩浆源区和演化过程，我们还做了Lu-Hf同位素测定，埃达克质岩石176Hf/177Hf为0.282 308~0.282 644，εHf(t)为-7.28~4.56，处于亏损地幔源锆石高 176Hf/ 177Hf和εHf(t)值与壳源锆石低176Hf/177Hf和εHf(t)之间[40]，符合壳幔混源锆石的特点[41,42]。同时，单一样品中的锆石εHf(t)的值相差达11.84，表明样品有不同的源区，正值可能是与地幔反应的结果，也可能是洋壳熔融的结果；负值一定是老的陆源物质混入造成的。综上表明，埃达克质的岩浆是由洋壳及部分陆源沉积物向下俯冲过程中部分熔融，产生的熔体上侵时与地幔楔的物质交换(交代)形成的。
4.2 埃达克岩与大同岩体的成因联系大同岩体在奥陶纪(447.7 ~473.4 Ma)侵入就位，主体岩性包括黑云母石英二长岩、花岗闪长岩、石英二长岩和石英正长岩，成分具有低SiO2、高K2O、高K2O/Na2O及富Mg、Ni、Cr特征，相当于钾玄质岩石系列[2,9]；微量元素显示强烈富集LREE和LILE，亏损HREE和HFSE，具明显的Nb、Ta、Ti、P负异常[43,44]，属于典型的火山弧环境岩体(图 7、10)。前人对大同岩体的部分暗色正长岩和二长岩(相当于钾玄岩)做过Sr-Nd同位素和锆石Hf同位素研究，结果表明钾玄岩的87Sr/86Sr=0.707 2~0.709 4、εNd=-3.4~-3.3和锆石εHf(t)=-2.5~+4.8[2,4,9]，进一步证实了其岩浆起源于地幔。从获得的U-Pb年龄来看，本次的研究对象埃达克质岩石在形成时间上有一定的跨度((443.6±1.4)~(462.0±1.0)Ma)，独立岩体产出的埃达克质岩石与大同岩体的年龄完全重合，表明它们可能形成于同一时间段，脉状产出的埃达克质岩石则略晚于大同岩体形成，野外接触关系也证实了这一点。在成分上，埃达克质岩石与大同岩体主岩显示出相似的稀土和微量元素分布特征，说明它们形成的构造环境是一致的，有理由推断二者是在同一构造体制下形成的。但从岩石类型、岩相分布和组合来看，二者存在明显的差别。最显著的差别在于前者的成分落入高钾钙碱性成分区，表现出埃达克岩特有的地球化学特征，而后者完全落入钾玄岩区。
相对于钾玄岩范围窄而又接近“0”值的εHf(t)[4,9]，埃达克质岩石的εHf(t)变化范围大(-7.28~4.56，平均-0.84)，不均一，均表明其物质来源可能不仅仅是熔融的洋壳，还包括洋壳之上的陆缘的沉积物以及熔体上侵时与地幔楔的物质交换(交代)。这意味着两套岩石虽都形成于大洋消减的俯冲带环境，但具体的产生过程存在差异，埃达质岩石可能形成于俯冲板片(包括板片沉积物)的部分熔融以及随后的演化过程；而低Si富K的钾玄质岩石是交代地幔楔的低度部分熔融，继而熔体上升在地壳深度定位的结果。
4.3 原特提斯洋的演化历史及早古生代岩浆弧的形成有关原特提斯洋的形成演化历史，前人有不同的认识。甘克文等[45]认为原特提斯洋为早古生代期间存在于冈瓦纳大陆和欧亚大陆之间的大洋体系；崔建堂等[46]认为原特提斯洋的地质演化阶段为震旦纪早古生代，并在晚寒武世到志留纪发生了强烈的碰撞和局部的俯冲；Liu 等[47]认为原特提斯洋在中寒武世(513 Ma)到早志留世(421 Ma)期间处于俯冲构造体制背景下,并最有可能在中志留世最终闭合；于晓飞[12]认为原特提斯即为昆仑北大洋，其演化贯穿于整个古生代，自东向西由早而晚逐渐呈剪刀式闭合。归纳前人的研究结果可以发现，大家普遍认同原特提斯洋开始于早古生代的早期，结束于早志留世，晚古生代还可能存在残留的原特提斯洋。本文通过对大同岩体内及外围埃达克质岩石的详细年代学、锆石Hf同位素和岩石地球化学研究证明，原特提斯洋在晚奥陶世(443.6 Ma)仍旧处于俯冲环境，其闭合时间不早于晚奥陶世，大同岩体的主岩(钾玄质岩石)和埃达克质岩石是在原特提斯洋闭合、大洋板片向南俯冲这一体制下板片及沉积物部分熔融、交代地幔楔，继而在地幔楔内进一步发生部分熔融、熔体上升、演化，在地壳浅层定位成岩的，可能的形成演化模式图见图 14。
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| 图 14 原特提斯洋地质演化过程中西昆仑大同岩体和埃达克岩的形成图解 Fig.14 Illustration to the evolution of Proto-Tethys ocean and formation of the adakitic rocks in Datong pluton of the western Kunlun orogen |
1)在西昆仑大同岩体中发现的岩石呈独立岩体产出在大同岩体南缘或呈脉体产出于大同岩体之中，不同于大同主岩体钾玄岩特征，具有高硅、高铝、富碱、低镁及高Sr、低Y和高Sr/Y的特征，具有埃达克质岩石的明显特征。
2)西昆仑大同岩体中发现的埃达克质岩石形成于443.6~462.0 Ma，富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损HREE和HFSE(Ta、Nb、Ti和P的亏损)，εHf(t)为-7.28~4.56，相对典型的埃达克岩显示出高Si、Al、Y和Yb，低Mg和Sr的高硅埃达克岩地球化学特征，表明埃达克质的岩浆是在奥陶纪由原特提斯洋洋壳及部分陆源沉积物向下俯冲过程中部分熔融产生。
3)大同岩体的埃达克质岩石和大同岩体主岩(钾玄质岩石)形成于相同的构造环境，即俯冲板片(包括板片沉积物)的部分熔融、上升交代地幔楔、熔体成分演变为富Si低Mg，最后在地壳中形成埃达克质岩石；被交代地幔楔的低度部分熔融、熔体上升在地壳深度定位，形成大同岩体主岩(钾玄质岩石)。
4)原特提斯洋在晚奥陶世处于俯冲构造环境。原特提斯洋壳向南俯冲期间，在俯冲带上盘发生了大规模的壳幔源岩浆活动，形成了早古生代一系列的岩浆弧。由于俯冲过程的长期性，埃达克质岩浆的形成也贯穿于整个大同岩体的形成过程，时间上既可比大同岩体早(外围的独立岩体)也可比大同岩体晚(脉状穿插于大同岩体中)，这对理解原特提斯洋的起源、演化和俯冲带地幔楔岩浆起源和形成演化过程具有重要意义。
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