2018, Vol. 34
大陆深俯冲及其产生的高压-超高压变质作用是近些年来地学研究的热点和前沿。高压-超高压变质岩石携带了造山带形成演化过程的众多信息，对充分了解板块俯冲、碰撞过程及其动力学机制具有重要意义(Song et al., 2006; Zheng, 2012; Liu et al., 2016)。阿尔金造山带处于中央造山系的西缘，是中国重要的高压-超高压变质岩带之一。但由于自然条件恶劣，交通困难，虽经过多年研究，南阿尔金地区已经确定的高压-超高压岩石仅发现在江尕勒萨依、英格利萨伊、淡水泉、木纳布拉克(Liu et al., 2002, 2004, 2005, 2007a; Zhang et al., 2001, 2002, 2005, 2011; 曹玉亭等, 2009, 2013; Wang et al., 2011)四个地区。地质特征、岩石地球化学和地质年代学等系统研究表明，上述四个地区不同类型的高压-超高压岩石均是早古生代(~500Ma)大陆深俯冲作用的产物(Zhang et al., 2004, 2005; Liu et al., 2007a, 2009, 2012; 曹玉亭等, 2009; Wang et al., 2011)。其中，花岗质片麻岩经历高压或超高压变质的证据仅发现在东部英格利萨伊和南部淡水泉两个地区(Liu et al., 2004; Zhang et al., 2004; 朱小辉等, 2014)。那么，南阿尔金广泛分布的其它地区是否也有高压-超高压变质岩石的出露？岩石类型有哪些？其变质时代、原岩特征及其P-T演化轨迹与南阿尔金已报道的同类岩石是否一致等均不清晰。针对上述问题，我们对南阿尔金尤努斯萨依剖面进行了比较深入的研究，通过详细的岩相学、锆石U-Pb年代学、地球化学等研究，确定该区花岗质片麻岩变质条件达到榴辉岩相，分析确定了该岩石的变质演化期次、变质年龄，并利用THERMOCALC 3.40程序计算出该岩石的P-T视剖面，建立了该岩石的P-T演化轨迹，为进一步认识阿尔金造山带南缘早古生代高压-超高压变质带时空分布及变质演化过程提供了新的证据。
1 区域构造背景和样品地质产状阿尔金造山带位于青藏高原东北缘，夹持于敦煌、塔里木和柴达木三个克拉通地块之间，是中国西部主要大地构造单元的衔接地带(图 1a)。该构造带经历了太古宙陆核形成、中元古代地层沉积、新元古代超大陆裂解、早古生代板块俯冲碰撞等一系列复杂地质演化过程，又被中、新生代多期次左行走滑断裂所截切，不同时期、不同构造变动形成的不同构造环境的地质体共同组成这一复合造山带(车自成等, 1995, 1998; 刘良等, 1999; Zhang et al., 1999, 2001; 许志琴等, 1999; 崔军文等, 1999; Liu et al., 2009)。
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图 1 阿尔金造山带构造位置简图(a, 据Wang et al., 2013修编)、地质简图(b, 据Liu et al., 2012修编)及尤努斯萨依剖面地质图(c, 据西安地质调查中心, 2012①修改) Fig. 1 Tectonic position map (a, modified after Wang et al., 2013), geological map (b, modified after Liu et al., 2012) of the Altyn Tagh orogen and geological map of the Younusisayi area (c) |
① 西安地质调查中心.2012. 1:50万阿尔金-东昆仑西段成矿带地质矿产图
依据区域地质特征、地层学、岩石学、地球化学与同位素年代学的研究结果, 阿尔金造山带由北向南可依次划分为阿北地块、红柳沟-拉配泉蛇绿混杂岩带、米兰河-金雁山地块和南阿尔金俯冲碰撞杂岩带四个构造单元(刘良等, 1999; 许志琴等, 1999; Zhang et al., 2001; Liu et al., 2002, 2009, 2012)(图 1b)。其中，阿北地块主要由太古代麻粒岩相变质的中酸性-基性火山岩系、具孔兹岩系特征的变质岩系组成，其上不整合覆以中-新元古代蓟县系(新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993)-青白口系地层(胡云绪等, 2010)或南华系地层(Lu et al., 2008)。红柳沟-拉配泉构造混杂岩带发育有早古生代蛇绿岩，深海、半深海碎屑岩，碳酸盐岩、浅变质火山岩以及HP/LT变质岩等(车自成等, 1995; 刘良等, 1999; 杨经绥等, 2002, 2008; 吴才来等, 2005, 2007; 张建新等, 2007; 盖永升等, 2015; 刘锦宏, 2017)，其形成与洋壳俯冲碰撞及碰撞后伸展等构造环境有关。米兰河-金雁山地块，地形上为阿尔金中央隆起带，基底为中元古界变砂岩、大理岩等，上覆厚层叠层石灰岩(蓟县系)，上元古界青白口系(一些资料称索尔库里群)不整合于隆起带两侧(新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993)。
南阿尔金俯冲碰撞杂岩带可依据岩石组合及形成环境进一步划分为南阿尔金高压-超高压变质带(Liu et al., 2002, 2004, 2005, 2007a, 2009, 2012; Zhang et al., 2004, 2005; 曹玉亭等, 2009)和南阿尔金蛇绿构造混杂岩带(Liu et al., 1998, 2015; 马中平等, 2009, 2011; 李向民等, 2009; 杨文强等, 2012)两部分。阿帕-茫崖蛇绿混杂岩带沿阿尔金南缘断裂带分布，主要由早古生代蛇绿岩残片、镁铁-超镁铁质岩与震旦-早寒武纪复理石沉积物组成(刘良等, 1998; 刘良等, 1999; 王焰等, 1999; 车自成等, 2002)。近年来，该蛇绿混杂岩带中蛇绿岩形成时代的上限年龄得到进一步限定，表明南阿尔金洋盆存在时限主体应≥500Ma(李向民等, 2009; 杨文强等, 2012; 郭金城等, 2014)；此外，还陆续从中厘定出一套形成时代为~450Ma非蛇绿岩端元的碰撞后镁铁-超镁铁质岩，如长沙沟-清水泉地区识别出了一套形成于碰撞后伸展背景下的非蛇绿岩组成单元的镁铁-超镁铁质层状侵入岩，其形成时代为467~445Ma，代表了南阿尔金地区在中晚奥陶纪已处于伸展构造背景(马中平等, 2009, 2011; 董洪凯等, 2014)。因此，分布于阿尔金南缘断裂带附近的镁铁-超镁铁质岩体可进一步分为两种类型:一类形成时代≥500Ma，具有蛇绿岩性质；另一类形成时代为465~445Ma，不具有蛇绿岩性质(杨文强等, 2012及其参考文献)。
南阿尔金高压-超高压变质带内的主要岩石类型包括花岗质片麻岩、泥质片麻岩、大理岩、少量透镜体状分布于片麻岩和大理岩中的(退变)榴辉岩透镜体及早古生代基性火山岩以及花岗岩等。区内已报道的高压-超高压变质岩石主要分布于江尕勒萨依、英格利萨依、淡水泉及木纳布拉克地区。其中，江尕勒萨依地区出露含柯石英包裹体(Zhang et al., 2002; Liu et al., 2009, 2012; Gai et al., 2017)和斯石英副象的超高压榴辉岩以及含先存斯石英出溶蓝晶石+尖晶石的泥质片麻岩等(Liu et al., 2007a, 2018)；英格利萨依地区分布有超高压石榴子石二辉橄榄岩、含石榴子石花岗质片麻岩和片麻状含钾长石石榴子石辉石岩(Liu et al., 2002, 2004, 2005; Zhang et al., 2004, 2005; 张建新等, 2009; Wang et al., 2011)；淡水泉地区出露一套含石榴子石蓝晶石花岗质片麻岩(曹玉亭等, 2009)以及高压泥质麻粒岩、退变榴辉岩(盖永升, 未发表)；木纳布拉克地区出露一套含石榴子石蓝晶石高压泥质麻粒岩(曹玉亭等, 2013)。精细的年代学研究表明，这些高压-超高压变质岩石的原岩形成时代介于700~950Ma，均为新元古代，这也表明先前认为属于太古代或古-中元古代的阿尔金岩群应形成于新元古代(Liu et al., 2009, 2012; Wang et al., 2011, 2013)；高压-超高压岩石峰期变质时代为485~500Ma(Zhang et al., 2002, 2004, 2005; Liu et al., 2007b, 2009, 2010, 2012; Wang et al., 2011, 2013; 曹玉亭等, 2009, 2013)，一些岩石还保存了~450Ma的麻粒岩相和~420Ma的角闪岩相退变质的年代学记录(Liu et al., 2012; 曹玉亭等, 2013)，表明这些高压-超高压岩石峰期变质之后又经历了两次抬升的构造演化过程(Liu et al., 2012)。此外，南阿尔金俯冲碰撞杂岩带早古生代还存在517Ma、501~496Ma、462~451Ma和426~385Ma四个期次的花岗质岩浆作用，分别对应于南阿尔金早古生代板块俯冲碰撞过程中，先期洋壳俯冲和之后陆壳深俯冲所导致的下地壳加厚引发的部分熔融以及深俯冲板片断离与造山后伸展减薄引发的部分熔融作用等四个阶段的岩浆事件(Liu et al., 2015)。
本文研究的花岗质片麻岩出露于南阿尔金高压-超高压变质岩带北缘的尤努斯萨依地区，位于江尕勒萨依以东(图 1b, c)。该地区主要发育有黑云斜长花岗岩、花岗质片麻岩、花岗闪长岩等，退变榴辉岩等。野外观察该花岗片麻岩整体就位于南阿尔金杂岩中，岩石主体呈灰白色，片麻状构造，斑状变晶结构。此外，在该花岗质片麻岩内部可见一系列退变榴辉岩透镜体(图 2)。
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图 2 花岗质高压麻粒岩野外露头照片 Fig. 2 Outcrop pictures of the high pressure granitic granulite |
本次研究除锆石等副矿物挑选和薄片制作分别在河北诚信地质服务有限公司及北京科技大学完成外，其余实验均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。
从人工重砂分离出的锆石中挑选结晶度好、晶型完整的颗粒制成以环氧树脂为基础的样品靶并抛光至锆石最大横截面出露，随后进行透射光、反射光拍照，并应用装有英国Gatan公司生产的Mono CL3+阴极荧光探测仪的电子显微扫描电镜完成锆石的CL图像的拍摄，以此为依据选取U-Pb同位素测定微区。锆石的U-Pb年龄测定和微量元素分析在Hewlettpackard公司最新一代带装有Shield Torch的Agilient 7500a ICP-MS和德国Lambda Physik公司的ComPex 102ArF激光器(波长193nm)以及Micro Las公司的Geo Las 200M光学系统的联机上进行。激光束斑直径32μm，激光剥蚀深度为20μm，在一个点上同时完成微量元素和U-Pb同位素含量的测定。实验中采用He作为剥蚀物质的载气，用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST 610进行仪器最佳化，使仪器达到最高的灵敏度、最小的氧化物产率、最低的背景值和稳定的信号。采样方式为单点剥蚀，数据采集选用一个质量峰一点的跳峰方式(peak jumping)。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 610作为外标，29Si作为内标元素(锆石中SiO2的含量为32.8%)。每完成5个测点的样品测定加测91500标样一次，每完成10个测点样品测定加测NIST610、91500、GJ-1标样各一次。样品的同位素比值及元素含量计算采用ICPMSDataCal 8.6程序，年龄计算及谐和图的绘制用Isoplot 2.49完成。详细分析步骤和数据处理方法参见文献Yuan et al. (2004)。
矿物化学成分测试利用JEOL JXA-8230电子探针分析(EPMA)分析完成。加速电压15kV，电流10nA，分析束斑因分析矿物选取，为防止Na和K的丢失，长石、云母等选用4~5μm的大束斑，石榴子石则采用1μm的小束斑。矿物标样由SPI公司提供, 不同矿物标样用于校正不同元素, 石英/硬玉-Si，硬玉/斜长石-Al，硬玉/钠长石-Na，透辉石-Ca，橄榄石-Mg，透长石-K，钛铁矿-Fe，蔷薇辉石-Mn，金红石-Ti。
文章中所用矿物符号如下：Omp-绿辉石，Grt-石榴子石，Ky-蓝晶石，Per-条纹长石，Ksp-钾长石，Pl-斜长石，Bi-黑云母，Mu-白云母，Ru-金红石，Ilm-钛铁矿，Q-石英，Liq-流体，Pyr-镁铝榴石，Gro-钙铝榴石，Alm-铁铝榴石，Spe-锰铝榴石，Ab-钠长石，An-钙长石。
3 岩相学特征该花岗质片麻岩呈斑状变晶结构，主要变斑晶矿物有石榴子石、蓝晶石和条纹长石；基质矿物主要有石英、钾长石或细粒条纹长石、斜长石和少量黑云母，偶见白云母；副矿物有锆石、金红石、磷灰石、榍石、钛铁矿等(图 3)。其中，主要组成矿物特征分述如下：
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图 3 花岗质高压麻粒岩显微照片 (a)条纹长石边部石榴子石冠状体；石榴子石与蓝晶石平衡共生；(b)石榴子石、蓝晶石与条纹长石平衡共生；基质中的细粒条纹长石围绕变斑晶石榴石分布；(c)细粒条纹长石包绕条纹长石变斑晶；石榴子石与蓝晶石共生；(d)蓝晶石的石榴子石冠状体，后者又被斜长石环绕；基质中的细粒石榴子石与蓝晶石；(e)石榴子石残斑外黑云母和白云母共生；(f)蓝晶石的石榴子石冠状体；基质中的黑云母；金红石退变成钛铁矿；(g)基质中的钾长石、斜长石及黑云母共生；(h)石榴子石、蓝晶石、金红石与条纹长石平衡共生；蓝晶石中条纹长石包裹体；金红石边部退变为钛铁矿.其它矿物描述详见正文 Fig. 3 Microstructures of the high pressure granitic granulite |
石榴子石 镜下可识别出三种产状，一种以变斑晶残斑形式存在，粒径较大，0.1~0.5mm，常被细粒基质斜长石等矿物包绕，部分视域可见石榴子石与蓝晶石或条纹长石以及金红石(图 3a-c)平衡共生，还有一些残斑石榴子石后期经过溶蚀改造呈港湾状(图 3a, b, d, e)，边部被黑云母、斜长石等包绕(图 3a, b, d, e)；第二种产状是呈条纹长石或蓝晶石的冠状体(图 3a, e, f)；另外一种以细小颗粒(粒径0.01~0.05mm)形式存在于基质中(图 3e, f)，颗粒浑圆，与细粒条纹长石、斜长石等共生，可能为较晚期新生的石榴子石。
蓝晶石 镜下可识别出三种不同产状，一种被石榴子石包裹(图 3e, f)，其形成可能早于该石榴子石或是该石榴子石包裹的共生矿物；第二种以变斑晶形式存在，局部可见与石榴子石、条纹长石等平衡共生现象(图 3a-d)；另一种以短柱状或细小颗粒存在于基质中，与斜长石、钾长石和石英等共生，可能为晚期生长矿物(图 3f)。
条纹长石 条纹长石主要以变斑晶矿物形式存在(图 3b-d)，局部见其与石榴子石、蓝晶石平衡共生，大部分则被细粒条纹长石、钾长石、斜长石等矿物围绕，边部被斜长石和石英等细粒矿物所交代从而具有溶蚀结构(图 3b, d)，为早期变斑晶矿物；少量存在于石榴子石或蓝晶石冠状体中(图 3a, e)，其形成可能早于该石榴子石或与石榴子石同期。较小颗粒的条纹长石分布于条纹长石和石榴子石等大的变斑晶矿物周围，为较晚期生长矿物(图 3d)。
钾长石 主要为微斜长石，含量较少，分布在基质中，可见两种产状，一种与石榴子石边部的黑云母、斜长石等平衡共生；另一种与基质中的黑云母共生(图 3g)。
斜长石 斜长石主要以两种形式存在。一种以类冠状体形态包绕于石榴子石或蓝晶石周围(图 3f)，可能为二者分解的产物，可能的反应式Grt+2Ky+Qz=3Pl；另一种以细粒形态存在于基质中(图 3g)，与基质中钾长石、黑云母等共生。
黑云母 黑云母含量较低，主要有两种存在形式，一种分布在石榴子石或蓝晶石周围，与白云母、斜长石等共生(图 3a-d)，显然是退变质作用的产物，可能反应为Pyr+Gro+Ksp=3An+Bi；另一类与细粒石榴子石、斜长石、钛铁矿等一起分布于基质中(图 3e, g)。
白云母 白云母以退变产物形式存在，含量较少，存在于变斑晶石榴子石周围，与晚期黑云母、斜长石等同为石榴子石、钾长石退变反应产物(图 3h)。
金红石 岩石中的主要副矿物，可分为两种，一种镶嵌于石榴子石或蓝晶石变斑晶之中(图 3a, c)，一种以单独矿物形式存在于基质之中(图 3e, f)。二者边部均可见钛铁矿生长，显示退变质反应关系。
4 矿物化学详细矿物化学成分探针分析数据见表 1。
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表 1 代表性矿物化学成分(wt%) Table 1 Representative mineral composition (wt%) |
石榴子石 斑状石榴子石核部至边部成分变化较大，具有明显的成分环带。实验测得具有明显成分差异的两组石榴子石环带，其中一颗保留有较好的核-边结构(图 4.1A-A’)，核部端元组分为Alm0.55-0.59Gro0.25-0.29Pyr0.14-0.16Spe0.00-0.01(图 4.1A-A’Ⅰ)；边部端元组分为Alm0.58-0.63Gro0.19-0.26Pyr0.14-0.17Spe0.00-0.01(图 4.1A-A’Ⅱ)，测点从核部到边部钙铝榴石含量降低，铁铝榴石含量增高，镁铝榴石、锰铝榴石含量略有降低但变化幅度不明显。另外一颗石榴子石核部端元组分为Alm0.66-0.68Gro0.16-0.18Pyr0.13-0.16Spe0.01-0.02(图 4.1B-B’Ⅱ)，边部铁铝榴石含量升高而钙铝榴石、镁铝榴石含量降低，端元组分为Alm0.68-0.76Gro0.14-0.16Pyr0.08-0.15Spe0.01-0.02(图 4.1B-B’Ⅲ)，其核部成分与前一颗粒石榴石的边部成分一致。蓝晶石与条纹长石冠状体中的石榴子石成分基本一致，并且比较均匀，无明显成分环带，端元组分为Alm0.57-0.62Gro0.23-0.26Pyr0.15-0.17Spe0.01-0.02，主体与第一颗石榴石的核部成分一致。基质中的小颗粒石榴子石成分均一，无明显环带，端元组分Alm0.69-0.78Gro0.13-0.16Pyr0.07-0.14Spe0.01-0.02，与第二颗石榴石边部的成分对应。结合前述石榴子石的产状特征综合分析，可以认为该岩石中不同产状和部位的石榴子石成分可能依次代表三个变质期次，依次对应于GrtⅠ、GrtⅡ和GrtⅢ(图 4)，蓝晶石与条纹长石冠状体中的石榴子石成分与第一颗石榴子石核部成分一致，应归属为GrtⅠ。
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图 4 花岗质高压麻粒岩中石榴子石成分环带 pyr-镁铝榴石；gro-钙铝榴石；alm-铁铝榴石；spe-锰铝榴石 Fig. 4 Compositional profile of the garnet from the high pressure granitic granulite |
蓝晶石 三种产状的蓝晶石成分基本一致，无明显差异。
条纹长石 包裹在石榴子石中的条纹长石和与石榴子石或蓝晶石共生的条纹长石斑晶均为正条纹长石，二者中的钾长石组分与钠长石组分的成分基本一致(表 1)；岩石薄片观察统计这两种产状条纹长石中钾长石与钠长石的出溶比约为3:2，据此估算出溶前长石成分为Or54-58Ab9-10An33-36，属于三元碱性长石。细粒条纹长石(Per3)中钾长石组分成分为K2O(15.79%~16.03%)、CaO(0.01%~0.02%)，钠长石组分成分为CaO(3.72%~3.81%)、Na2O(9.58%~9.85%)，出溶比约为5:1，估算出溶前长石成分为Or76-79Ab2-4An18-20。
钾长石 两个期次的钾长石稍有差异，石榴子石边部的钾长石K2O含量为16.10%~16.67%，Al2O3含量为17.36%~18.71%，排号为Or96-99Ab1-2An0-3；而基质中的钾长石K2O含量(15.55%~15.72%)稍低，Al2O3含量(18.88%~18.93%)稍高，基本不含Na2O，排号为Or94-96An2-4。
斜长石 分布在石榴子石、蓝晶石周围的斜长石与基质中的斜长石都不含K2O，但前者较后者CaO高，Na2O低。前者排号为Ab76-78An22-24；而基质中的斜长石排号为Ab82-90An9-18。
黑云母 分布在石榴子石和蓝晶石周围的黑云母具有相对较高的MgO成分(9.08%~9.88%)和TiO2成分(1.95%~2.57%)，相对较低的FeO成分(19.96%~21.00%)和Al2O3成分(14.77%~15.92%)；分布在基质中的黑云母具有相对较低的MgO成分(8.52%~8.70%)和TiO2成分(0.02%~0.07%)，相对较高的FeO成分(22.72%~22.82%)和Al2O3成分(16.72%~16.79%)。
白云母 具有较低的K2O含量(9.94%~10.63%)和相对较高的FeO含量(0.08%~1.77%)，其Si值为3.12~3.17。
5 变质矿物组合依据上述岩相学观察和矿物化学成分，该岩石至少可划分出四个阶段的变质矿物共生组合：
早期变质阶段(Ⅰ) 以岩相学观察到的石榴子石、蓝晶石、条纹长石、金红石平衡共生为特征，其矿物组合为石榴子石+蓝晶石+条纹长石(钾长石)+石英+金红石(Grt+Ky+Per1(Ksp)+Q+Ru)，为典型的花岗质(长英质)高压麻粒岩。另外，依据条纹长石和蓝晶石被变斑晶石榴子石包裹的显微结构(图 3a, e)观察，推测该岩石早期可能存在Omp+Ky+Ksp+Q=Grt+Per的反应关系，即岩石早期变质可能存在绿辉石，即其共生矿物组合也可能为石榴子石+蓝晶石+绿辉石+钾长石+石英+金红石(Grt+Ky+Omp+Ksp+Q+Ru)。
早期退变质阶段(Ⅱ) 该阶段以早期变斑晶石榴子石与蓝晶石反应生成斜长石(Grt+2Ky+Qz=3Pl)(图 3f)的反应结构为特征，而且基质中普遍见细粒石榴子石、细粒蓝晶石、细粒条纹长石和斜长石平衡共生，早期变斑晶状条纹长石外围的细粒条纹长石应属该阶段矿物组合(图 3d)。该阶段的矿物共生组合为石榴子石+蓝晶石+条纹长石+钾长石+斜长石+石英+金红石(Grt+Ky+Per2(Ksp)+Pl1+Q+Ru)。
第二期退变质阶段(Ⅲ) 以变斑晶状石榴子石退变为黑云母(图 3a, b, d)和金红石退变反应生成钛铁矿(图 3d)为标志，主要矿物组合为石榴子石+蓝晶石+钾长石+斜长石+黑云母+石英+金红石+钛铁矿(Grt+Ky+Ksp1+Pl2+Bi1+Q+Ru+Ilm)。
晚期退变质阶段(Ⅳ) 通过对薄片中多个石榴子石进行探针测试，我们只找到三期成分环带特征，据此推测该阶段矿物组合中可能不存在石榴子石；另外，岩相学观察在蓝晶石外围与基质中均未发现有夕线石的存在，所以蓝晶石可能贯穿了整个变质过程。因此，该阶段以基质中鳞片状黑云母和白云母共生为特征(图 3e)，其矿物共生组合为蓝晶石+黑云母+钾长石+斜长石+白云母+石英+金红石+钛铁矿(Ky+Bi2+Ksp2+Pl3+Mu+Qz+Ru+Ilm)。
6 温压条件目前对变质温压条件进行研究通常采用矿物温压计或相平衡模拟两种方法。矿物温压计可以简便直接地计算P-T轨迹上的单点的温压条件。而相平衡模拟可以直观的反映固定成分的岩石体系随着温度、压力的变化以及岩石中的矿物组合、矿物成分、矿物含量的变化。矿物温压计虽然简单便捷，但对于高压-超高压变质的长英质、泥质岩石来说，其峰期还没有较合适的温压计来进行限定。因此，本次研究中，我们采用矿物对温压计及变质相平衡模拟相结合的方法对该岩石进行了变质作用温压条件的估算。其中相平衡模拟利用THERMOCALC 3.40软件计算出给定体系P-T视剖面，并通过样品中的矿物组合、不易被后期变质作用改造的矿物(如石榴子石)的成分、矿物含量和P-T视剖面相结合来确定变质P-T条件。同时，对变质级别较低的退变质期次，我们利用温压计来确定其P-T条件。
全岩主量成分见表 2。计算使用实测全岩成分在NCKFMASHTO (Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-Fe2O3)体系下进行，得到P-T视剖面图见图 5。前述岩相学观察获得的矿物组合均可在该视剖面图中再现，说明计算结果可信。
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表 2 全岩主量成分(wt%) Table 2 Major element compositions (wt%) |
本次研究中，我们选择利用残斑状石榴子石核部钙铝榴石和镁铝榴石的含量限定高压麻粒岩矿物组合(图 5中的g+ky+per(ksp)+ru+q+liq 6变域)的温压条件为T=970~1010℃，P=23.2~25.3kbar(图 5Ⅰa)。同时，利用与该石榴子石共生的三元长石温度计(Holland and Powell, 2003)来进一步限定高压麻粒岩矿物组合的温度为T=~1010℃，与视剖面获得的结果基本一致。当考虑到该岩石早期可能残存绿辉石，利用视剖面中矿物组合边界(图 5中的g+o+ky+per(ksp)+ru+q+liq五变域)线限定最小温度和压力条件为，T>930℃，P>24kbar(图 5Ⅰb)。
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图 5 尤努斯萨依花岗质高压麻粒岩全岩成分在NCKFMASHTO体系中的P-T视剖面图 岩石成分为H2O:SiO2:Al2O3:CaO:MgO:FeO:K2O:Na2O:TiO2:O=0.915:81.284:8.403:1.102:0.420:1.573:3.902:2.246:0.147:0.008(摩尔百分比). g=石榴子石；ky=蓝晶石；o=单斜辉石；ksp=钾长石；pl=斜长石；bi=黑云母；mu=白云母；liq=熔体；ru=金红石；ilm=钛铁矿；cd=堇青石；q=石英. z(g)=石榴子石中Ca/(Fe+Mg+Ca)，x(g)=石榴子石中Mg/(Fe+Mg+Ca)，ca(pl)=斜长石中钙组分 Fig. 5 P-T pseudosection for high pressure granitic granulite in Younusisayi area |
在第二阶段矿物组合(图 5中的g+ky+per(ksp)+pl+ru+q+liq五变域)，压力降低，早期石榴子石边部钙含量降低，铁含量增高，并伴随基质中新的石榴子石生成(Grt2)，以及变斑晶石榴子石(Grt1)与蓝晶石反应生成斜长石和细粒条纹长石(Per2)环绕斑晶状条纹长石(Per1)生长。利用石榴子石(Grt2)Ca含量和斜长石中Ca组分等值线限定其温压条件为P=16~17kbar，T=850~890℃(图 5 Ⅱ)。
而对第三阶段矿物组合(图 5中的g+ky+ksp+pl+bi+ru+ilm+q+liq三变域)，利用石榴子石-黑云母温度计(Holdaway, 2000)和GBPQ压力计(Wu et al., 2004)对Grt3以及Bi1、Pl2成分进行计算，结合矿物组合域范围，获得第三阶段的温压条件为T=770~790℃，P=10.5~11.5kbar(图 5 Ⅲ)。
对于第四阶段矿物组合(图 5中的ky+ksp+pl+bi+mu+ru+ilm+q四变域)，由于没有找到合适的温压计进行计算，我们仅用矿物组合在P-T视剖面上大致限定出该期次大致温压区间为600~650℃和5~6kbar(图 5 Ⅳ)。
7 锆石U-Pb年代学 7.1 锆石结构本次研究的花岗质片麻岩中锆石颗粒较大，直径约150~200μm。阴极发光(CL)显示部分锆石晶粒浑圆、成分环带发育；部分锆石具有明显的核(图 6点1, 18)-边(图 6点2, 15, 19, 23)结构，核部可见振荡环带(图 6点1, 18)，显示明显的岩浆锆石特点，边部锆石具有均匀的面状分带结构(图 6点13)，显示明显的变质锆石特征。
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图 6 锆石阴极发光图像 ①表示微区测试点位，年龄值(如902Ma)为对应点位的测年结果 Fig. 6 Cathode luminescence images of zircons |
本次研究共进行了25个原位微区的锆石微量元素测试，所得结果如表 3、图 7b。锆石核部Th/U比值为0.2~0.7，稀土元素总量为801×10-6~2541×10-6，重稀土总量为815×10-6~2522×10-6，(Gd/Yb)N比值在0.02~0.09之间，在球粒陨石标准化稀土配分图显示重稀土富集的配分特征，具有明显的Eu负异常；锆石边部稀土元素总量为74×10-6~187×10-6，重稀土总量为54×10-6~163×10-6，(Gd/Yb)N比值在0.20~0.38之间，在球粒陨石标准化稀土配分图中显示重稀土相对亏损的配分特点，Eu的负异常明显减弱。
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表 3 锆石的微量元素含量(×10-6) Table 3 LA-ICP-MS trace element compositions (×10-6) of representative zircons |
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图 7 锆石U-Pb年龄谐和图(a)和锆石稀土元素球粒陨石标准化配分图(b, 标准化据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Concordia diagram of zircons (a) and chondrite-normalized REE pattern of zircons (b, normalization after Sun and McDonough, 1989) |
在年龄谐和图(图 7a)中，25个测点的分析结果(表 4)显示所有测点年龄均落在谐和线附近，14个核部测点构成一个895~907Ma的年龄集中区，其加权平均值为900.2±4.1Ma，结合锆石CL图像与锆石微量元素特征，推断该年龄代表其原岩花岗质岩浆的形成年龄；7个边部测点构成另一个493~501Ma的年龄集中区，其年龄加权平均值为497.8±2.7Ma，应为该岩石的变质峰期年龄。一个单点年龄1476Ma，锆石CL图像显示其微区位于具有核幔边结构锆石的核部，应为原岩锆石形成过程中所捕获锆石的年龄。此外，还有3个测点年龄分布于775~868Ma，结合U-Pb谱图和锆石CL图像，其应为混合年龄，不具有参考意义。
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表 4 锆石同位素比值及年龄表 Table 4 LA-ICP-MS U-Pb isotopic data of representative zircons |
岩相学研究显示，尤努斯萨伊花岗质片麻岩特征的矿物组合为石榴子石+条纹长石(钾长石)+蓝晶石+金红石+石英(Grt+Ky+Per(Ksp)+Q+Ru)，是典型的花岗质高压麻粒岩(Carswell and O’Brien, 1993; O’Brien and Rötzler, 2003)。然而利用THERMOCALC 3.40程序计算获得岩石P-T视剖面图，依据石榴子石中钙铝榴石成分、镁铝榴石和三元长石温度计等，限定其温压条件为T=970~1010℃和P=23.2~25.3kbar，这一温压条件已达到榴辉岩相变质级别。并且，依据条纹长石和蓝晶石完全被变斑晶石榴子石包裹的矿物结构，本文推测该岩石早期可能存在Omp+Ky+Ksp+Q=Grt+Per的反应，亦说明其变质达到榴辉岩相，利用视剖面中矿物组合边界线限定最小温度和压力条件为T>930℃和P>24kbar。同时，在该套花岗质片麻岩中，我们还发现有退变榴辉岩和石榴子石辉石岩暗色包体的存在，其中退变榴辉岩中保留有残余绿辉石，这一现象也支持该套花岗质片麻岩经历了榴辉岩相变质。但目前，该岩石峰期变质条件尚难以准确确定。
结合前述不同变质期次及其温压条件，我们获得了该高压岩石顺时针型降温降压的退变质P-T演化轨迹(图 8)。这一P-T轨迹表明新元古代早期就位于上部地壳的花岗质岩石在~498Ma时由于大陆俯冲-深俯冲作用被带到下地壳深部或地幔深度并经历榴辉岩相变质作用；随后，该岩石折返到中下地壳深度(35~45km)叠加了麻粒岩相退变质，在地壳深度(~15km)遭受角闪岩相退变质(T=600~650℃，P=5~6kbar)，最终出露地表，指示出与大陆俯冲-深俯冲作用相关的高压变质和随后的折返事件。
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图 8 岩石P-T轨迹简图(底图据Liou et al., 1998) 矿物缩写：Jd=硬玉；Qz=石英；LAb=低钠长石；HAb=高钠长石.变质相缩写：AM=角闪岩；Amp-EC=角闪石榴辉岩；BS=蓝片岩；EA=绿帘石角闪岩；EC=榴辉岩；Ep-EC=绿帘石榴辉岩；GR=夕线石榴辉岩；GS=绿片岩；HGR=高压麻粒岩；Lw-EC=硬柱石榴辉岩 Fig. 8 P-T path for the high pressure granitic granulite. The petrogenetic P-T grid (base map after, Liou et al., 1998) |
前人的研究已表明，南阿尔金高压-超高压岩石仅分布于淡水泉、英格利萨伊、江尕勒萨依、木纳布拉克四个地区(Liu et al., 2002, 2004, 2005, 2007a; Zhang et al., 2001, 2002, 2005, 2011; 曹玉亭等, 2009, 2013, Wang et al., 2011)。本文花岗质高压麻粒岩的发现，使得尤努斯萨依成为南阿尔金又一个可能发育高压-超高压岩石的新区域，这对进一步探讨南阿尔金高压-超高压变质岩石的时空分布提供了新的依据。
锆石U-Pb年代学研究获得该高压岩石原岩年龄为900.2±4.1Ma，峰期变质年龄为497.8±2.7Ma。其峰期变质年龄不仅与该剖面其它类型高压岩石年龄(作者数据, 未发表)一致，也与前人已报道的南阿尔金其它地区高压/超高压岩石的峰期变质年龄在误差范围内一致，说明它们应构成同一条高压-超高压变质岩带。同时，该岩石新元古代的原岩年龄也与南阿尔金英格利萨伊超高压花岗质岩石的原岩时代842±10Ma~891±10Ma(Liu et al., 2009; Dong et al., 2018)和淡水泉地区高压花岗质麻粒岩的原岩时代866±5Ma一致，指示它们可能具有相同的构造原岩属性。
9 结论(1) 南阿尔金尤努斯萨依地区分布一套矿物组合为Grt+Ky+Per(+Ksp)+Q+Ru的花岗质高压麻粒岩，其变质条件达到榴辉岩相的。该岩石的发现，使得尤努斯萨依成为继已报道的江尕勒萨依、英格利萨伊、淡水泉和木纳布拉克地区之后南阿尔金又一个可能发育高压-超高压岩石的新区域，这对进一步探讨南阿尔金高压-超高压变质岩石的时空分布提供了新的依据。
(2) 通过P-T视剖面图和矿物温压计，确定该片麻岩峰期变质温压条件为T=970~1010℃，P=23.2~25.3kbar。此外，岩相学研究还识别出该岩石经历了以矿物组合Grt+Ky+Per(Ksp)+Pl+Q+Ru为代表的麻粒岩相、以Grt+Ky+Ksp+Pl+Q+Bi+Ru+Ilm为代表的麻粒岩-高角闪相和以Ky+Bi+Pl+Mu+Ru+Ilm+Qz为代表的角闪岩相等三期退变质作用过程，这四个阶段的变质演化构成了一个顺时针降温降压型的P-T演化轨迹，指示出与大陆俯冲-深俯冲作用相关的的高压变质事件和俯冲碰撞后的折返事件。
(3) 通过LA-ICP-MS锆石U-Pb微区原位定年获得该高压麻粒岩的峰期变质时代为497.8±2.7Ma，原岩年龄为900.2±4.1Ma。峰期变质时代与前人已报道的南阿尔金其它地区高压/超高压岩石的峰期变质年龄在误差范围内一致，说明它们应构成同一高压-超高压变质岩带。同时，该岩石新元古代的原岩年龄也与南阿尔金其它地区正变质高压-超高压岩石的原岩时代一致，指示它们可能具有相同的原岩属性。
致谢 感谢刘锦宏与赵国军同学在野外工作中的帮助；感谢两位匿名审稿人的宝贵意见与建议；感谢俞良军老师与其他编辑部同志在文章修改、校对过程中的指导。
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