2018, Vol. 34
古元古代的构造热事件因与哥伦比亚超大陆的聚合和裂解有关，一直备受地质学界的重视。近十年来，在中外学者，特别是中国学者的努力下，塔里木克拉通前寒武纪地质研究取得了显著进步，获得了一批有关古元古代地质作用的新资料。数据显示，在塔里木克拉通北缘可能存在一期重要的古元古代晚期造山事件，造成显著的地壳加厚、重熔和区域变质作用及混合岩化(Ge et al., 2013a, b; 朱文斌等，2017)。前人将这一造山事件称为“兴地运动”(陆松年, 1992; 高振家, 1993; 新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993)，以新太古代-古元古代高级变质岩与上覆中-新元古代浅变质沉积岩之间的角度不整合为标志，其底部的波瓦姆群发育数十米厚的底砾岩，并逐渐过渡到以浅海碳酸盐岩和碎屑岩为主的沉积序列，火山活动微弱，指示相对稳定的构造环境。因此，该造山事件标志着塔里木克拉通的进一步稳定。值得注意的是，在塔里木南缘同样发育古元古代晚期构造热事件序列。例如，发育在西昆仑的2.0~1.9Ga的造山-变质事件(Zhang et al., 2007)，北阿尔金地区2.15~2.10Ga的俯冲-岛弧岩浆作用、2.05~1.93Ga的造山-变质作用和壳源火成碳酸岩岩浆作用、1.87~1.85Ga的后造山岩浆作用(辛后田等, 2011, 2012)。在塔里木南缘，新元古代未变质的索尔库里群(甘肃称安南坝群)角度不整合覆盖于太古宙-古元古代变质结晶基底之上，其底部发育与波瓦姆群相似的底砾岩，说明“兴地运动”在整个塔里木克拉通范围内的普遍存在。
北阿尔金的阿拉塔什塔格地区，广泛出露太古宙-古元古代结晶基底，习惯上称为阿拉塔什塔格杂岩(陆松年等，2002；辛后田等, 2011, 2013)。杂岩体中的古元古代岩石以各类侵入岩为主，前人对其进行了较为详细的年代学和地球化学研究(李惠民等，2001; 陆松年和袁桂邦, 2003; Lu et al., 2008；辛后田等, 2011, 2012; Zhang et al., 2014)，但对这一时期的高级变质岩关注较少。实际上，阿拉塔什塔格杂岩中存在大量的斜长角闪岩和基性麻粒岩透镜体，这些高级变质岩的形成时代和构造背景目前并不清楚。本文重点对斜长角闪岩及其相关酸性片麻岩开展年代学和地球化学研究，探讨其与塔里木南缘古元古代造山作用的关系，有关基性麻粒岩的研究将另文讨论。
1 地质背景塔里木克拉通大部分地区被沙漠所覆盖，前寒武纪岩石主要出露在盆地周缘的库鲁克塔格隆起、柯坪-阿克苏隆起、铁克里克隆起、阿尔金隆起以及向东延伸的敦煌地块。阿尔金山东段北部有大量的太古宙-古元古代结晶基底岩石，被认为是敦煌地块的一部分，亦有研究者称其为“阿北地块”或北阿尔金地区(辛后田等, 2011, 2013)。该地区以红柳沟-拉配泉古生代缝合带为界与南部的阿尔金山新元古代-古生代俯冲-碰撞杂岩分割，向北隐伏于库姆塔格沙漠之下，是塔里木克拉通东南缘重要的前寒武纪露头区(图 1)。
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图 1 研究区地质简图 (a)欧亚大陆构造简图; (b)塔里木克拉通前寒武纪岩石分布图; (c)阿克塔什塔格地区地质简图 Fig. 1 Simplified geological map of the studied area (a) simplified tectonic map of Eurasia showing the location of the Tarim Craton; (b) geological map of the Tarim Craton showing the distribution of the Precambrian rocks; (c) geological map of the Aketashitage area |
北阿尔金地区岩石类型复杂，时代跨度大，且受到多期岩浆-变质-变形事件的叠加和改造，因此具有复杂的地质演化历史，加上地势险峻、工作条件艰苦，使得该区的前寒武纪地质学研究落后于盆地周缘的其它地区。前人经过大量艰苦工作，建立了北阿尔金地区的前寒武纪构造-地层格架。该区占主导的岩石称为米兰岩群，主要出露在红柳沟-拉配泉缝合带以北的阿克塔什塔格和卡拉塔什塔格地区，是一套遭受高角闪岩相-麻粒岩相变质、强烈塑性变形和混合岩化的变质火山-沉积岩，具有孔兹岩系的特征，并被未变质的索尔库里群的滨-浅海相碎屑岩、碳酸盐岩角度不整合(新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993)。辛后田等(2013)根据区域地质调查结果，从米兰岩群中解体出大量的新太古代TTG片麻岩及侵入其中的古元古代正片麻岩和壳源火成碳酸岩(图 2a-f)，并将其统称为“阿克塔什塔格杂岩”。
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图 2 阿克塔什塔格杂岩的野外照片 (a)太古宙片麻岩被未变形基性岩墙侵入；(b)古元古代片麻岩被未变形基性岩墙侵入；(c)古元古代闪长质片麻岩(样品16ALT10)；(d)古元古代英云闪长质片麻岩(样品16ALT09)；(e)斜长角闪岩(样品15ALT07，退变基性麻粒岩 Fig. 2 Field photographs of the Aketashitage Complex (a) Archean gneiss was intruded by the undeformed mafic dykes; (b) Paleoproterozoic gneiss was intruded by the undeformed mafic dykes; (c) Paleoproterozoic dioritic gneiss(Sample 16ALT10); (d) Paleoproterozoic tonalitic gneiss(Sample 16ALT09); (e) amphibolite (Sample 15ALT07, retrograded basic granulite?) occurs as a tectonic enclave in Archean gneiss; (f) partial melting and migmatization occur in clinopyroxene-bearing amphibolite(Sample 15ALT12) |
前人对阿克塔什塔格杂岩进行了岩石学和年代学工作，例如，李惠民等(2001)报道了1个花岗质片麻岩的锆石TIMS上交点年龄为3.6Ga，随后的CL成像和SHRIMP原位U-Pb定年显示，这个样品中3.67Ga和3.57Ga的锆石以继承核的形式存在于2.4Ga的岩浆锆石中(Lu et al., 2008)，这是塔里木克拉通目前发现的最古老的锆石。此外，陆松年和袁桂邦(2003)报道了1个二长花岗质片麻岩的锆石TIMS年龄为3.10Ga，这一年龄也被后来的SHRIMP分析修正为2.83Ga (Lu et al., 2008)；Gehrels et al. (2003)报道了1个2.93Ga的闪长质片麻岩(锆石TIMS年龄)。TTG片麻岩目前获得的锆石结晶年龄在2.8~2.4Ga (陆松年和袁桂邦, 2003; 辛后田等, 2013; Long et al., 2014; Zhang et al., 2014)，但同一个样品中往往还有2.8~2.7Ga和2.6~2.5Ga两组新太古代年龄信息。辛后田等(2013)认为2.8~2.7Ga为继承性锆石的年龄，而2.6~2.5Ga代表TTG的岩浆结晶年龄；但Long et al. (2014)和Zhang et al. (2014)则将2.8~2.7Ga解释为TTG的岩浆结晶年龄，而2.6~2.5Ga为太古宙末期高级变质作用和混合岩化的年龄。上述太古代宙TTG片麻岩中常见基性岩包体，这些基性岩包体呈透镜状，并发生了高角闪岩相-麻粒岩相变质作用和混合岩化作用(图 2e-f、图 3a)。锆石U-Pb定年结果表明，侵入于阿克塔什塔格杂岩的古元古代花岗岩和壳源火成碳酸岩的年龄分别为2.14~2.05Ga和1.93Ga(李惠民等, 2001; Lu et al., 2008; 辛后田等, 2011, 2012, 2013; Long et al., 2014; Zhang et al., 2014)，岩石地球化学数据显示，前者具有岛弧岩浆的特征，而后者可能是大理岩壳内熔融的产物，形成于后造山的高热流环境(辛后田等, 2011, 2012; Zhang et al., 2014)。此外，阿克塔什塔格杂岩中的表壳岩(米兰群)和TTG均经历了古元古代的变质作用，变质级别达到麻粒岩相，形成石榴二辉麻粒岩、(石墨)夕线石榴黑云斜长片麻岩、石榴角闪岩等高级变质岩，目前获得的变质锆石年龄在2.02~1.91Ga(李惠民等, 2001; Lu et al., 2008; 辛后田等, 2011, 2012, 2013; Long et al., 2014; Zhang et al., 2014)。辛后田等(2011)认为这些古元古代晚期的岩浆-变质事件构成一个完整的俯冲-碰撞造山旋回，并被1.87~1.73 Ga的后造山、弱变质或未变质浅色花岗岩、石英正长岩岩体或岩脉侵入(图 2a, b)(Gehrels et al., 2003; 陆松年和袁桂邦, 2003; 辛后田等, 2011; Zhang et al., 2014)。
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图 3 阿克塔什塔格杂岩高级变质岩的显微照片 (a)基性二辉麻粒岩；(b、c)样品16ALT09，斜方辉石(opx)沿边缘和裂隙退变质为绿泥石(chl)和钛铁矿(ilm)；(d)样品16ALT10:闪长质片麻岩；(e)样品15ALT12:单斜辉石斜长角闪岩；(f)样品15ALT07：斜长角闪岩(退变麻粒岩)，绿泥石与钛铁矿的集合体可能是斜方辉石退变的产物 Fig. 3 Photomicrographs of the high-grade metamorphic rocks in the Aketashitage Complex (a) mafic two-pyroxene granulite; (b, c) orthopyroxenes are retrograded to chlorites and ilmenites along their margins and cracks in Sample 16ALT09; (d) Sample 16ALT10: dioritic gneiss; (e) Sample 15ALT12: clinopyroxene-bearing amphibolite; (f) Sample 15ALT07: amphibolite (retrograded granulite), aggregates of chlorites and ilmenites may be the retrograded products of orthopyroxenes |
本次研究工作的样品采集主要在阿克塔什塔格中部地区，采样位置见图 1。其中2块片麻岩样品用来进行锆石SHRIMP U-Pb测年，2块斜长角闪岩样品用以开展锆石LA-ICPMS U-Pb测年，同时还对6块斜长角闪岩样品进行了主、微量元素的地球化学分析。下面重点对4个年代学样品进行野外及镜下特征描述(图 3)。
样品16ALT09(GPS：39°09′40.4″N、92°18′23.9″E)为混合岩化英云闪长质片麻岩(图 2d)，是新发现的3.7Ga的TTG片麻岩的围岩(Ge et al., 2018)，与后者呈平行片麻理构造接触，局部发育小规模左旋剪切脆-韧性断层。岩石主要由斜长石(40%~50%)+石英(20%~30%)+斜方辉石(5%~10%)+黑云母(5%~10%)组成(图 3b, c)，其中，斜方辉石沿边缘和裂隙部分分解为绿泥石和钛铁矿，说明岩石经历了麻粒岩相峰期变质作用，并被后期绿片岩相退变质叠加。
样品16ALT10(GPS：39°09′40.3″N、92°18′22.1″E)为闪长质片麻岩，与上述英云闪长质片麻岩呈过渡接触，被未变形基性岩墙和火成碳酸岩侵入。岩石主要由普通角闪石(30%~40%)+斜长石(20%~30%)+黑云母(10%~20%)+石英(10%~15%)组成，其中黑云母大多已退变为绿泥石，并与普通角闪石呈定向分布，形成片麻理(图 3d)。
样品15ALT07(GPS：39°13′11.41″N、92°20′55.60″E)为斜长角闪岩，呈构造透镜体产出于新太古代(~2.75Ga)TTG片麻岩中(图 2e)，透镜体长达1m，长宽比约1:3至1:4，展布方向与片麻岩片麻理近于平行，并被大量未变形基性岩墙侵入。岩石主要由普通角闪石(60%~70%)+斜长石(20%~30%)+石英(2%~5%)+绿泥石(2%~5%)+钛铁矿(2%~5%)组成(图 3f)，其中斜长石大多发生绢云母化，绿泥石与钛铁矿大多呈集合体，可能为斜方辉石退变质的产物，推测岩石可能同样经历了麻粒岩相变质作用，但峰期变质矿物已被角闪岩相和绿片岩相退变质矿物取代。
样品15ALT12(GPS：39°09′40.85″N、92°18′29.95″E)为含单斜辉石斜长角闪岩，为3.7Ga片麻岩中的构造透镜体，岩石局部发生混合岩化，形成结晶较粗的长英质浅色体和镁铁质暗色体(图 2f)。岩石主要由单斜辉石(30%~40%)+普通角闪石(20%~30%)+斜长石(10%~20%)+钛铁矿(5%~10%)+石英(5%~10%)组成，未见明显退变质(图 3e)。
3 分析方法 3.1 锆石原位U-Pb定年锆石颗粒的分离使用标准的重磁分离技术，然后在双目晶下挑选，并逐个粘在环氧树脂靶上(SHRIMP靶中心粘有标样BR266)，再抛光至露出颗粒中心。对抛光之后的锆石靶进行反射光和透射光照相以及CL成像。CL成像(图 4)是在澳大利亚Curtin大学电子显微镜实验室完成的，使用的仪器为连接在带有KE Developments CL探头的Phillips XL-30 SEM。
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图 4 阿克塔什塔格杂岩测年样品锆石CL图像 Fig. 4 Zircon CL images of the age-dating samples in the Aketashitage Complex |
本文中2个片麻岩样品的锆石定年是在Curtin大学的SHRIMP Ⅱ离子探针上进行的，分析按照Williams (1998)描述的标准流程进行。分析过程中使用的O2-离子束强度为2~3nA，斑束大小约为20~30μm。每个分析点在数据收集之前先扫描120s，以便去除表面污染，然后对196ZrO、204Pb、204Backgroud、206Pb、207Pb、208Pb、238U、248ThO和254UO等9个质量位置进行6轮扫描和数据采集。标样BR266(206Pb/238U age=559Ma，U= 909×10-6)(Stern, 2001)被用来进行同位素比值和Th-U-Pb含量的校正，每个分析时间段(session)先分析2~4个标样，然后每隔3~4个样品分析点再进行一次标样分析。本研究过程中所有标样的206Pb/238U比值的1σ误差介于0.4%至1.2%。普通铅校正使用的是测量所得的204Pb及Broken Hill矿的普通铅成分，因为样品中测量得到的204Pb的值与标样(BR266)类似，可能是镀金过程中的表面污染引起的(Nelson, 1997)。SHRIMP数据的处理使用的是SQUID 2.0软件(Ludwig, 2008)。2个基性岩样品的锆石U-Pb定年是使用南京大学内生金属成矿机制研究国家重点实验室的LA-ICP-MS完成的，仪器主要由Agilent 7500s的ICP-MS与New Wave 213nm激光剥蚀系统组成。分析中使用的激光斑束直径约为25μm、剥蚀频率为5Hz、能量为10~20 J/cm2，详细的仪器设置的分析流程见Jackson et al. (2004)。标样GJ-1(206Pb/238U年龄为601Ma)被用来进行质量歧视校正和同位素分馏校正(Jackson et al., 2004)。样品是通过由15~18个分析组成的分析序列(run)来完成的，每个分析序列包括10~13个样品分析点与开头和结尾各两个标样分析，样品分析之前先分析一次标准锆石Mud Tank，用以监视仪器的稳定性和结果的可重复性。本研究过程中给出的Mud Tank锆石的加权平均206Pb/238U年龄为728.1±2.3Ma (2σ, MSWD=1.4, n=168)，与前人在其他实验室获得的结果一致(Jackson et al., 2004)。原始数据的处理和U-Pb年龄的计算使用的是GLITTER软件(4.4版，http://www.glitter-gemoc.com/)。Th-U含量的计算是根据扣除背景后的232Th和238U的计数值与同一个分析序列中标样GJ-1的比值，GJ-1的平均Th、U含量分别为8×10-6和330×10-6 (Jackson et al., 2004)。普通铅校正用的是EXCEL宏程序ComPbCorr#315G (Andersen, 2002)。
SHRIMP和LA-ICP-MS结果的投图均使用的是Isoplot 4.15 (Ludwig, 2008)，由于锆石年龄均老于1Ga，使用207Pb/206Pb年龄。单点的年龄误差为1σ，加权平均值和上下交点的年龄误差则为95%置信度。
3.2 全岩主、微量元素分析主量元素在南京大学现代分析中心使用ARL9800XP+的X射线荧光光谱仪(XRF)进行，误差小于2%。微量元素是在南京大学内生金属矿床国家重点实验室利用Finnigan Element Ⅱ ICP-MS完成，对大多数元素的分析误差小于10%。基性岩样品采用的标样为GSR-3和BCR-2。具体分析流程可参照高剑峰等(2003)和Qi and Grégoire(2000)。对分析得到的数据采用Excel和GCDkit软件进行处理和作图，再利用Coreldraw软件对图片进行优化。
4 测试结果 4.1 变质基性岩地球化学特征6个变质基性岩样品的主、微量元素地球化学分析结果见表 1。样品SiO2含量在46.09%和49.29%之间，算术平均值为46.61%，在基性岩的范围之内。样品Na2O含量明显大于K2O，这有可能是碱金属成岩后活动的结果，也可能是在元素活动叠加的基础上反映的原岩的性质。MgO含量(6.31%~6.59%)中等且变化不大。Al2O3和Fe2O3含量均较高，前者变化范围在13.49%~16.17%之间，后者含量在13.35%~13.82%之间。样品TiO2含量在1.24%~1.63%之间，平均值为1.54%，与Pearce(1983)指出的典型洋中脊玄武岩TiO2含量(约1.5%)接近。分别选用Zr/Ti-Nb/Y和FeOt/MgO-SiO2图解进行岩石分类(图 5)，样品分别落入玄武岩区和拉斑系列区域。由于岩石遭受后期强烈改造和变质，我们无法确定变质基性岩的原岩是侵入岩还是喷出岩，但其岩浆的地球化学性质与拉斑质玄武岩相同。
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表 1 阿克塔什塔格地区变质基性岩的主量(wt%)及微量(×10-6)元素地球化学数据 Table 1 Geochemical data of the major (wt%) and trace (×10-6) element compositions for meta-mafic rocks of the Aketashitage area |
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图 5 阿克塔什塔格地区变质基性岩的地球化学分类图解(a, 据Pearce, 1996;b, 据Miyashiro, 1974) Fig. 5 Geochemical classified diagrams for meta-mafic rocks from the Aketashitage area (a, after Pearce, 1996; b, after Miyashiro, 1974) |
所有样品都具有REE富集的特征, 未见明显的Eu异常(图 6a)。大部分样品的REE配分模式显示LREE中等富集的特征，球粒陨石标准化曲线LREE一侧轻微右倾，HREE一侧近水平，显示与典型异常洋脊(EMORB，数据参考Sun and McDonough, 1989)相似的稀土元素分配特征，样品15ALT12的稀土配分曲线几乎与EMORB的稀土配分曲线重合。样品15ALT07-3的稀土配分曲线与其它样品明显不同，其LREE特别富集，配分曲线显著右倾，与OIB稀土配分曲线样式一致。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图(图 6b)中，样品的活动性元素如Rb、Ba、Th、K和Sr含量变化很大，指示它们可能受到了相对明显的后期蚀变。它们的Nb、Ta和Ti没有明显亏损，与岛弧玄武岩明显不同，微量元素特征更加接近EMORB。
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图 6 阿克塔什塔格地区变质基性岩的球粒陨石标准化稀土配分模式图(a, 标准化值据Boynton, 1984)和正常地幔标准化微量元素蛛网图(b, 标准化值据McDonough et al., 1992) OIB、EMORB和NMORB引自Sun and McDonough(1989)的平均数据 Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Boynton, 1984) and mantle-normalized trace element spider diagrams (b, normalization values after McDonough et al., 1992) for meta-mafic rocks of the Aketashitage area Average data of OIB, EMORB and NMORB are from Sun and McDonough(1989) |
样品16ALT09采自混合岩化英云闪长质片麻岩。样品中的锆石为无色透明的自形晶，长达200μm，长宽比为3:1至2:1(图 4a)。CL图像揭示，一些锆石具有核-幔-边结构(16ALT09-4.1, 4.2, 4.3)，深色的核年龄最老，为继承锆石；灰色的幔具典型岩浆锆石的震荡环带，年龄居中；白色的边为变质增生边，年龄最轻。对该样品13个点进行测年分析，其中4.1为继承锆石，获得最老年龄2407Ma；另有3个点打在白色的变质增生边上，年龄分别为1743Ma、1935Ma和1976Ma；其余9个测点均在具震荡环带的岩浆锆石上(表 2)。岩浆锆石和变质锆石形成一条不一致线，其上交点年龄为2041±38 Ma (MSWD=2.8)，其中最谐和的7个岩浆锆石的加权平均年龄为2015±20Ma(MSWD=2.7, n=7)(图 7a)，二者在误差范围内一致，该年龄被解释为英云闪长质片麻岩原岩的结晶年龄。
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表 2 阿克塔什塔格地区片麻岩SHRIMP锆石U-Pb测年数据 Table 2 SHRIMP zircon U-Pb data of gneiss in the Aketashitage area |
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表 3 阿克塔什塔格地区变质基性岩的LA-ICPMS锆石U-Pb年龄 Table 3 LA-ICPMS zircon U-Pb data of meta-mafic rocks in the Aketashitage area |
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图 7 阿克塔什塔格地区样品锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 7 Concordia diagrams of zircon U-Pb ages for samples from the Aketashitage area |
样品16ALT10采自闪长质片麻岩，锆石表面形态和内部结构与样品16ALT09十分相似(图 4b)。对该样品进行了12点的U-Pb测年(表 2), 测点均位于具震荡环带的岩浆锆石上。12个测点都落在一条不一致线上，其上交点年龄为2031±20Ma (MSWD=3.0)，其中最谐和的4个点的加权平均年龄为1966±22Ma (MSWD=0.65, n=4)(图 7b)，二者在误差范围内一致，该年龄被认为代表闪长质片麻岩原岩的结晶年龄。
4.3 变质基性岩锆石LA-ICPMS U-Pb测年样品15ALT07为斜长角闪岩，其中的锆石呈等轴状或卵圆形，直径大多 < 100μm。在CL图像上，锆石明显分为两期，中间为白色，周围为灰黑色(图 4c)，两者都没有明显的内部结构。将单个锆石放大，内部浅色锆石显现出冷杉叶状分带或扇状分带的内部结构，与麻粒岩相变质锆石类似；外部锆石表现为暗色均质体，呈短柱状或面状分带，与角闪岩到麻粒岩过渡相变质岩石中的变质增生锆石相似(Vavra et al., 1999)(图 4e)。早期浅色锆石的Th(0.3×10-6~2×10-6)和U(34×10-6~63×10-6)含量普遍较低, 晚期深色锆石的Th(5×10-6~20×10-6)和U(87×10-6~181×10-6)含量则相对较高。无论是早期锆石还是晚期锆石，其Th/U比都比较小, 前者为0.01~0.03，后者为0.05~0.11(表 3)，从另一方面佐证了其变质成因锆石的推断。对早期锆石进行了12点的U-Pb测年分析，测点谐和度都十分好，从而获得加权平均年龄2012±20Ma(MSWD=0.42，n=12)；同时分析了13个点的晚期锆石，测点谐和度也十分好，获得的加权平均年龄为1975±16Ma(MSWD=0.34，n=13)(图 7c)。
样品15ALT12为含单斜辉石斜长角闪岩，其锆石表面形态和内部结构与样品15ALT07十分相似(图 4d, f)，因此推测也同样为两期变质锆石。本样品早期锆石和晚期锆石的Th/U分别为0.50~1.21和0.10~0.52，明显大于正常高级变质岩中变质锆石的Th/U比。形成于高级变质作用的锆石Th/U值高, 主要原因是高级变质作用条件下独居石和帘石等富Th副矿物不稳定而发生分解(万渝生等，2011)，另一可能是高级变质作用使流体从岩石体系向外带出, 而U相对于Th更易进入流体相。本样品中锆石中间部分颜色浅，外部颜色深，进一步说明富流体条件下U和Th在锆石中的局部重新分布(Ma et al., 2012)。同样对早、晚期锆石进行了U-Pb测年分析，分别获得加权平均年龄2048±36Ma(MSWD=0.12，n=4)和1964±15Ma(MSWD=0.22，n=12)(图 7d)。
5 讨论 5.1 变质基性岩的岩石成因和形成背景从前文4.1得知, 变质基性岩的原岩岩浆性质与拉斑玄武岩相同, 而拉斑玄武岩质岩浆几乎可以出现在洋脊、洋岛、岛弧和大陆内部等各种构造背景，但不同构造背景的拉斑玄武岩地球化学特征上存在一定差异。图 8的地球化学投图表明，在Zr/Y-Zr、Ti-Zr和2Nb-Zr/4-Y图上，除样品15ALT12投在洋脊玄武岩区域，其余样品都落在板内玄武岩区域。
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图 8 阿克塔什塔格地区变质基性岩形成构造背景判别图(a，据Pearce and Norry, 1979; b，据Pearce, 1982; c，据Meschede, 1986) Fig. 8 Discrimination diagrams of tectonic setting for meta-mafic rocks in the Aketashitage area(a, after Pearce and Norry, 1979; b, after Pearce, 1982; c, after Meschede, 1986) |
从微量元素蛛网图看，所有样品都没有明显地亏损Nb、Ta、Zr、Ti等元素，显示它们没有受到明显的地壳物质的混染，不同于典型的岛弧拉斑玄武岩的特征(Pearce, 1982)，而与洋中脊玄武岩及板内环境的玄武岩更加接近。板内玄武岩包括洋岛玄武岩、大陆裂谷玄武岩和大陆溢流玄武岩，孙书勤等(2007)研究认为，大陆板内玄武岩的Th/Nb>0.11，这与本文样品明显不符。因此，本文样品应属于大洋板内的洋岛玄武岩，而非大陆裂谷玄武岩和大陆溢流玄武岩。从图 6看，大部分样品的稀土和微量元素特征与EMORB相近，个别样品与OIB相似。EMORB被认为有两种成因模式(Doubleday et al., 1994, 汪云亮等，2001)。一种是地幔柱岩浆和正常洋中脊的亏损地幔岩浆相互作用的结果(Schilling et al., 1983)，可以形成OIB-EMORB-NMORB在区域内逐渐变化的岩石组合(郭安林等，2006)，其中EMORB的富集程度可以从NMORB一直变化到OIB的水平。另一种可能与地幔柱无关，而是地幔源区本身不均一的反映，富集型的岩浆源形成富集型的洋中脊玄武岩(Hofmann and Hémond, 2006)。两种模式成因的EMORB都可能同时具有MORB和大洋板内玄武岩(OIB)的特征，这也正是本文样品地球化学的特点。
太古宙的地壳厚度和地壳性质与现今地球完全不同，热状态和地幔对流方式也与现今地球不同(O'Neill and Debaille, 2014)，是否存在板块构造还存在疑问(Stern, 2007)。严格地说，用显生宙岩石的地球化学判别图来讨论太古宙岩石的成因和形成的构造背景是不合适的。因此，本文的样品在进行地球化学判别时，出现了岩石成因和形成背景重叠甚至矛盾的现象。但是，这些样品的总体特征是明确的，它们代表了初始的新生地壳，来自于岩石圈地幔或软流圈地幔，其中较少掺杂大陆地壳的信息。Wang et al. (2017)对该区同时代变质基性岩开展了锆石Hf同位素研究，结果表明其εHf(t)值几乎都是正值，支持了上述结论。目前，我们仅获得了变质基性岩的变质年龄，其原岩形成年龄并不清楚，因此无法判断这些斜长角闪岩或麻粒岩包体与围岩太古宙TTG片麻岩的关系。
早期的文献中，前人对这些变质基性岩的年龄有过一些报道。例如，郑健康(1995)在米兰岩群中的斜长角闪岩获得了2589Ma的锆石U-Pb等时线年龄，而斜长角闪岩和基性麻粒岩的Sm-Nd全岩等时线年龄为2792±208Ma(车自成和孙勇，1996)，斜长角闪岩的Sm-Nd全岩等时线年龄为2677±240Ma(胡霭琴等，2001)。从测试方法和年龄精度考虑，这些年代学数据能否代表变质基性岩的形成年龄尚存在争议，但也许可以大致判断它们的形成时代与其围岩TTG片麻岩或米兰岩群相当。辛后田等(2013)根据野外观察认为，上述基性包体中存在先期片麻理构造，与周围的TTG片麻岩显示不协调的特征，推测变质基性岩的形成时代要老于太古宙的TTG片麻岩或米兰岩群。
5.2 ca.2.0Ga的岩浆-变质事件ca.2.0Ga的岩浆作用在北阿尔金地区已有报道。辛后田等(2011)对片麻状石英闪长岩和二长花岗岩脉开展锆石SHRIMP U-Pb测年，分别获得加权平均年龄为2052±10Ma和2050±32Ma，作者等认为这些年龄代表了岩体的形成年龄。Wang et al.(2017)用LA-ICP-MS方法测试了该区变质酸性岩和变质基性岩，分别得到了207Pb/206Pb加权平均年龄1963±8Ma和2061±9Ma，并将上述年龄解释为岩浆结晶年龄。用同样的方法，Zhang et al.(2014)在4个片麻状花岗岩中获得了岩浆锆石加权平均年龄2016±6Ma和上交点年龄2029±7Ma、2015±25Ma和2023±13Ma，以及1个变质辉长岩的岩浆锆石上交点年龄2033±9Ma, 。这些年龄，与本研究在英云闪长质片麻岩和闪长质片麻岩中得到的岩浆结晶年龄十分一致，说明了本区ca.2.0Ga岩浆作用的广泛存在，并且这些岩浆岩大多具有岛弧岩浆作用的地球化学特点(辛后田等，2011；Zhang et al., 2014; Wang et al., 2017)。
ca.2.0Ga的变质事件在本区也有大量记录。Lu et al. (2008)较早在该地区开展了高精度的锆石SHRIMP U-Pb测年，在花岗片麻岩和石榴石夕线石石英片麻岩中分别获得了变质年龄1978±50Ma和1986±29Ma。对混合角闪斜长片麻岩和副片麻岩进行的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年分析，得到了2007±25Ma混合岩化作用年龄和1999±16Ma变质年龄(刘函和王国灿，2012；Zhang et al., 2014)。辛后田等(2011)在研究上述二长花岗岩脉时还发现了锆石的暗色变质边，其在不一致线上交点年龄为1968±22Ma；同时作者还分别引用了于海峰和李怀坤的未发表的年代学资料，SHRIMP方法定年，前者给出了太古宙TTG岩系中的二辉麻粒岩变质锆石的207Pb/206Pb年龄为1983±19Ma，后者在夕线石石榴石片麻岩中获得了1986±29Ma的变质年龄。此外，一些米兰岩群的表壳岩和太古宙TTG片麻岩也记录了ca.2.0Ga的变质作用改造，例如米兰岩群2.59Ga的黑云斜长片麻岩中，变质锆石的207Pb/206Pb年龄为2020±53Ma(辛后田等，2013)；2.73Ga的英云闪长片麻岩中锆石变质边的加权平均年龄为1971±17Ma(Long et al., 2014)；2.67Ga花岗片麻岩在2.49Ga和2.0Ga分别遭受变质作用(Zhang et al., 2014)。上述变质作用时代与本文在斜长角闪岩样品中得到的变质年龄非常接近，所不同的是，本文样品变质锆石明显分为两期，这两期锆石不仅在形成时代上略有先后，锆石的颜色和Th、U含量也有明显差异。特别是锆石的U-Pb体系已完全被重置，早期的岩浆结晶锆石已完全被变质锆石所取代，因此已无法获得岩石的形成年龄。在同一样品中存在两期变质锆石，而且其形成时代又比较接近，样品所经历的地质过程是值得探讨的。研究区岩石普遍遭受了麻粒岩相变质作用和部分熔融，从图 2f看，样品15ALT12单斜辉石斜长角闪岩曾发生过深熔作用和混合岩化。2.05~2.01Ga的早期锆石的内部结构呈冷杉叶状分带或扇状分带，具典型麻粒岩相变质锆石的特征，代表了麻粒岩相变质作用。1.98~1.96Ga的晚期锆石具有较规则的外形，内部分带呈无明显分带到面状分带，具典型深熔锆石的特征。流体参与下形成的深熔锆石，U含量升高，颜色普遍变深(Ren et al., 2016; Dong et al., 2017)。麻粒岩相变质之后，地壳折返抬升，流体加入，岩石减压部分熔融，发生深熔，形成晚期的有流体参与条件下的退变的锆石。麻粒岩相和深熔锆石年龄十分相近，表明是一快速抬升过程，这种现象在造山带较为常见。
值得注意的是，本区ca.2.0Ga的岩浆作用的时间和变质事件的时间在误差范围内几乎无法区分，因此我们有理由推测岩浆-变质事件存在一定的相关性。一些研究者根据地球化学特征认为ca.2.0Ga的岩浆岩具有岛弧岩浆作用的特点(辛后田等，2011；Zhang et al., 2014; Wang et al., 2017)，那么同时代的麻粒岩相-高角闪岩相的变质作用是否也应该跟俯冲作用有关。通常认为麻粒岩的形成以及演化大致有三种模式(Thompson and England, 1984; Bohlen, 1987; 沈其韩等, 1992): ①大陆碰撞模式；②大陆拉张模式；和③大陆弧模式。在大陆弧模式下，麻粒岩和角闪岩经常成对出现，这与本区野外观察到的现象相吻合。也就是说，ca.2.0Ga的俯冲作用同时导生了岛弧岩浆作用和大陆弧型的麻粒岩相-高角闪岩相的变质作用。上述地质过程，需要通过详细的温压估算、相平衡模拟和P-T-t轨迹来验证，这部分工作将在另文专门讨论。
6 结论塔里木克拉通南缘古元古代晚期的岩浆-变质事件，时间跨度从2.15Ga到1.75Ga，涉及区域从西昆仑的铁克里克隆起经阿尔金到全吉地块，长度超过2000km(陆松年和袁桂邦, 2003; Xiao et al., 2004；Zhang et al., 2007, 2014；Lu et al., 2008；Chen et al., 2009, 2013; 辛后田等, 2011；Ge et al., 2013a; Wang et al., 2017)。前人认为这样的岩浆-变质事件与古元古代晚期的造山作用有关，是对哥伦比亚超大陆聚合过程的响应，在世界范围内可以对比并具有全球意义。对于这样一个时间跨度长，波及范围广的造山带，其造山过程的细节(增生造山作用、碰撞造山作用及后造山作用)及其在全球范围内的响应还需要更多的年代学、变质岩石学、地球化学和古地磁学的研究来精细刻画。本文重点研究了北阿尔金地区ca.2.0Ga的岩浆-变质事件，获得了以下认识和结论：
(1) 变质基性岩呈透镜体普遍存在于太古宙表壳岩米兰群或TTG中，地球化学研究表明，变质基性岩的原岩为大洋拉斑玄武岩，它们代表了初始的新生地壳，是岩石圈地幔或软流圈地幔分异的产物。
(2) 斜长角闪岩中的锆石记录了两期变质作用，早期变质锆石的形成时代为2.05~2.01Ga，与麻粒岩相变质作用有关；晚期变质锆石的形成时代为1.98~1.96Ga，与退变质过程中发生的角闪岩相变质作用有关。
(3) 在英云闪长质片麻岩和闪长质片麻岩中得到的岩浆结晶年龄分别为2.04Ga和2.03Ga，与前人的结果十分一致，说明了本区ca.2.0Ga岩浆作用的广泛存在，并且这些岩浆岩大多具有岛弧岩浆作用的地球化学特点；此外，研究区的变质作用也发生在ca.2.0Ga，推测该期岩浆-变质事件与俯冲增生造山作用有关。
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