2019, Vol. 35
阿尔金构造带位于青藏高原北缘，夹持于塔里木地块、柴达木地块、敦煌地块、东昆仑和祁连等几大地质体之间，呈狭长的三角形NE-SW向展布，是中国西部主要大地构造单元的衔接地带(图 1a)，长期受到国内外学者的广泛关注。近几十年来，随着区内南北两条早古生代蛇绿混杂岩带的厘定(张显庭等, 1984; 新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993; 何国琦和李茂松, 1994; 刘良等, 1998, 1999; 刘良, 1999; 杨经绥等, 2002, 2008; 陈宣华等, 2003; 戚学祥等, 2005; 陈柏林等, 2009; 崔玲玲等, 2010)以及北部高压变质岩带(车自成等, 1995; 刘良, 1999; Zhang et al., 2005b; 张建新和孟繁聪, 2006; 张建新等, 2007a)和南部南阿尔金高压-超高压变质岩带(刘良等, 1996, 1999; Liu et al., 2002, 2004, 2005, 2007a, b, 2009, 2012a; Zhang et al., 1999, 2001, 2002, 2005b)的发现与持续研究，目前学术界普遍认为阿尔金构造带并不是一个仅由新生代走滑断裂构造造就的断块或断隆，而是主体由早古生代时期古板块(或地块)之间相互作用俯冲-碰撞形成的复合造山带，后来才被新生代时期的走滑断裂系错移、切割、肢解和改造，终成今日之面貌。然而，目前关于新生代阿尔金左行走滑断裂系发生前阿尔金与相邻地质体之间相互构造关系的认识还存在较大分歧。许志琴等(1999)依据阿尔金南缘左行走滑主断裂(阿尔金断裂)两侧阿尔金与北祁连-柴北缘对应地质体具有一定的相似性，尤其是南阿尔金与柴北缘榴辉岩带在地质背景、产状、岩石组合等方面的可比性，提出它们二者是被阿尔金巨型走滑断裂所切割错移约400km的同一条高压-超高压变质岩带。后来，张建新等(2010)依据北阿尔金的HP/LT岩石组合、蛇绿岩及与俯冲碰撞有关的花岗岩在岩石组合、形成时代等方面与北祁连俯冲杂岩带同类型岩石的相似性，进一步提出北阿尔金俯冲碰撞杂岩带与北祁连俯冲杂岩应为同一条被阿尔金断裂巨大的左行位移所切割的俯冲杂岩带。而Liu et al.(2009, 2010, 2012a)和刘良等(2013)依据对南阿尔金与柴北缘不同区段出露的高压-超高压岩石大量精细的锆石U-Pb定年结果的系统比较，发现柴北缘高压-超高压岩石的峰期变质和退变质时代均明显滞后于南阿尔金约30~80Myr，并且，这些特征从南阿尔金的西部到东部、再到柴北缘的西部到东部, 不显示任何递增或递减的渐变趋势，据此分析提出南阿尔金与柴北缘两地高压-超高压变质岩带不能构成同一条高压-超高压岩带, 即它们的形成不能简单用早古生代时期南、北两大板块同时或剪刀式俯冲碰撞作用加以解释；并结合我国中西部中央造山系从新元古代晚期-古生代长期呈现多岛洋、多陆块间杂并存的复杂的古构造格局的研究成果(殷鸿福和张克信, 1998; 张国伟等, 2001)，分析提出它们的形成可能是早古生代时期多陆块不同时俯冲-碰撞的产物。
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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)、阿尔金造山带(b, 据西安地质调查中心, 2012①；Liu et al., 2009, 2012a修改)和尤努斯萨依剖面(c)地质简图 Fig. 1 Tectonic sketch map of the Altyn Tagh orogeny (a, modified after Wang et al., 2013), geological maps of the Altyn Tagh orogeny (b, modified after Liu et al., 2009, 2012a) and 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
那么，南阿尔金与柴北缘高压-超高压变质岩带之间究竟是什么样的一种构造关系？如果不构成同一条变质岩带，柴北缘高压-超高压变质岩带的西延到何处去了？恰好是尖灭于阿尔金走滑断裂带的东侧？
新近，本课题组于中阿尔金地块西段南缘长城系巴什库尔干岩群之中识别出一套高压泥质片麻岩，记录了早志留-中泥盆的三期变质事件。这些变质年龄明显不同于已报导的南阿尔金高压-超高压变质岩石的峰期与退变质时代，暗示该高压岩石与南阿尔金高压-超高压岩石可能不构成同一条变质岩带。那么，该岩石及其变质事件是否隶属于阿尔金造山带？它们与柴北缘高压-超高压变质岩石及其变质时代是否可以对比？本文拟通过对该高压泥质片麻岩的岩相学、年代学及其变质温压条件等研究，对这一问题进行初步探讨。
1 区域构造背景和样品地质产状阿尔金复合造山带主要是指阿尔金北缘逆冲断裂和阿尔金南缘走滑断裂(即阿尔金主断裂)之间的三角形地区，其中存在近EW向(NW-SEE)和NEE-SWW两个方向的构造线。前者主要由一些古老地质体组成，如蛇绿岩、俯冲杂岩、中深变质岩石等，记录了阿尔金走滑断裂系活动之前的地质演化历史；而后者切割了前者，与阿尔金左行走滑活动有关。
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，阿尔金复合造山带由北向南可依次划分为阿北地块、北阿尔金碰撞俯冲杂岩带(红柳沟-拉配泉蛇绿混杂岩带)、中阿尔金(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, 1999; 许志琴等, 1999; Zhang et al., 2001; Liu et al., 2002, 2009, 2012a)(图 1b)。各构造单元之间均以近EW向的剪切带(断裂)为边界，新生代以来重新活动，显示出活动构造的特征。
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(胡云绪等, 2010)或南华系地层(Lu et al., 2008)。前人通过对阿北地区的岩石进行年代学研究，获得了~2.9Ga、~2.3Ga、~2.7Ga、~2.6Ga、~2.5Ga的TTG岩石和麻粒岩；~2.4Ga的花岗质片麻岩和~2.35Ga的基性脉体等古元古代岩石；~2.1Ga、~1.75Ga的花岗质岩石；~2.0Ga的基性脉体以及~1.9Ga的麻粒岩等太古代-古元古代地质事件记录(Lu et al., 2008; Wang et al., 2014; Long et al., 2010, 2012; 张建新等, 2011)。阿北地块与塔里木盆地北东缘的库鲁克塔格杂岩体一起被认为是塔里木克拉通的基底(新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993)。
北阿尔金俯冲杂岩带最早由张显庭等(1984)、新疆维吾尔自治区地质矿产局(1993)以及何国琦和李茂松(1994)提出，发育有早古生代蛇绿岩，深海、半深海碎屑岩，碳酸盐岩、浅变质火山岩和HP/LT变质岩等(车自成等, 1995; 刘良等, 1998, 1999; 杨经绥等, 2002, 2008; 张建新等, 2007a, 2010)以及与俯冲碰撞及碰撞后伸展等构造环境有关的花岗质岩石(吴才来等, 2005, 2007; 高晓峰等, 2012; 康磊等, 2011; 盖永升等, 2015; 刘锦宏, 2017; 刘锦宏等, 2017)。蛇绿岩主要为MORB和OIB两种性质的玄武岩(郭召杰等, 1998; 刘良等, 1998; 吴峻等, 2002)，获得了479~524Ma的年龄(刘良等, 1998; 杨经绥等, 2008)。变质岩包括低温高压泥质片岩、蓝片岩、榴辉岩等，出露于贝克滩东侧(车自成等, 1995; 刘良等, 1999; Zhang et al., 2007a, 2010)，其中蓝闪片岩和榴辉岩获得了490~512Ma的变质年龄，认为其代表了洋壳俯冲的时代。
中阿尔金地块，地形上为出露在北阿尔金俯冲杂岩带与南阿尔金俯冲碰撞杂岩带之间的阿尔金中央隆起带，主要由长城系巴什库尔干岩群、蓟县系塔昔达坂岩群和青白口系索尔库里岩群组成。变质基底为巴什库尔干岩群中元古界变砂岩、大理岩、弱变质千枚岩和片岩等，上覆厚层叠层石灰岩(蓟县系金雁山群)；新元古界索尔库里群不整合于隆起带两侧，由底砾岩、石英砂岩、鲕状与竹叶状灰岩组成，含丰富叠层石化石。塔昔达坂岩群的下部由碎屑岩组成，上部覆盖有厚层灰岩。索尔库里岩群不整合覆盖于塔昔达坂岩群之上，其底部主要有灰色砾岩和砂岩组成，并夹有少量层状的灰岩和板岩；顶部由灰岩、白云石灰岩、白云岩和砂岩组成。灰岩中含有大量的叠层石化石，表明其归属为晚元古(青白口系)(新疆维吾尔自治区地质矿产局, 1993)。索尔库里岩群中变沉积岩的碎屑锆石获得1.3~1.2Ga和2.0~1.7Ga的年龄，较小的年龄值1.3~1.2Ga限定了原岩的沉积年龄。该岩层被930±10Ma的流纹岩和922±6Ma花岗岩体侵入(Gehrels et al., 2003)。这些年龄数据均表明其新元古的形成时代。
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(文献中亦称阿尔金杂岩或阿尔金岩群)(Liu et al., 2002, 2004, 2005, 2007a, b, 2009, 2012a; Zhang et al., 2004, 2005a; 曹玉亭等, 2009, 2013)和南阿尔金蛇绿构造混杂岩带(刘良等, 1998; 马中平等, 2009, 2011; 李向民等, 2009; 杨文强等, 2012; Liu et al., 2015)两部分。其中，南阿尔金高压-超高压变质带目前已发现的高压-超高压岩石分布于英格利萨伊、淡水泉、尤努斯萨依、江尕勒萨依、木纳布拉克五个地区(Liu et al., 2002, 2004, 2005, 2007a, 2018; Zhang et al., 2001, 2002, 2005b, 2011; 曹玉亭等, 2009, 2013, Wang et al., 2011; 朱小辉等, 2014; Gai et al., 2017; 马拓等, 2018)。详细的锆石U-Pb年代学研究获得南阿尔金区内高压岩石原岩年龄均为新元古代，而其变质时代均属于早古生代，包括485~500Ma的高压-超高压变质年龄(Zhang et al., 1999, 2002, 2004, 2005b; Liu et al., 2007b, 2009, 2010, 2012a; Wang et al., 2011, 2013; 曹玉亭等, 2009, 2013)以及部分岩石保存的~450Ma的麻粒岩相和~420Ma的角闪岩相退变质年代学记录(Liu et al., 2012a)。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(康磊, 2014; Liu et al., 2015)。阿帕-茫崖蛇绿混杂岩带沿阿尔金南缘断裂带分布，主要由早古生带蛇绿岩残片、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, 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的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; 刘良等, 2013及其参考文献)。
本文研究的高压泥质片麻岩出露于中阿尔金西段南缘尤努斯萨依地区长城系巴什库尔干岩群之中(图 1c)，巴什库尔干岩群南侧以断裂带与南阿尔金俯冲碰撞杂岩带(阿尔金杂岩)相隔，尤努斯萨依地区南部剖面阿尔金杂岩中出露变质级别达到榴辉岩相的花岗质片麻岩(马拓等, 2018)。露头上，该泥质片麻岩和基性片麻岩呈互层状产出(图 2)，据此推测其原岩可能为火山沉积岩系；还可见两期浅色脉体分布在该片麻岩之中，可能为高压泥质片麻岩折返熔融的产物。
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图 2 泥质片麻岩野外露头照片 Fig. 2 Outcrop pictures of the pelitic gneiss |
本次研究除薄片制作和锆石等副矿物挑选分别在北京科技大学及河北诚信地质服务有限公司完成外，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重矿物中挑选结晶度好、晶型完整的锆石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，在透、反射光的基础上应用装有英国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阴极发光(CL)图像的拍摄，并以此为依据选取激光剥蚀微区。锆石的U-Pb年龄测定和微量元素分析基于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光学系统的联机平台。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。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NIST610作为外标，29Si作为内标元素(锆石中SiO2的含量为32.8%)。每5个测点加测91500标样一次，每10个测点加测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。不同元素采用SPI公司提供的不同矿物标样进行校正，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：Grt-石榴子石，Ph-多硅白云母，Cpx-单斜辉石，Ky-蓝晶石，Per-条纹长石，Ksp-钾长石，Pl-斜长石，Bi-黑云母，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 岩相学该泥质片麻岩(17A-99)具有片麻状构造，斑状变晶结构，主要变斑晶矿物有石榴子石(20%~25%)、钾长石(5%~10%)、斜长石(5%~8%)、夕线石或蓝晶石假象(10%~15%)和多硅白云母(~3%)等；基质矿物主要有黑云母、石英、细粒钾长石、细粒斜长石和夕线石等；副矿物有金红石、钛铁矿、锆石、榍石等。根据样品中矿物组合特征和含量，特别是富铝矿物的含量较高推断原岩应为富铝泥质沉积岩。其主要组成矿物特征分述如下：
石榴子石 镜下可识别出两种产状，一种以残斑形式存在(图 3a, b)，粒径较小，被溶蚀改造现象明显，形状多不规则，被细粒基质斜长石、黑云母等矿物包绕(图 3a)，残斑中常见多硅白云母、斜长石、黑云母、石英、金红石矿物包裹体(图 3b)；另一种为较大颗粒的石榴子石变斑晶(图 3c)，最大直径可达3~4mm，裂理发育，多为浑圆状，周围常被定向排列的黑云母、斜长石等包绕，核部有石英、黑云母、斜长石等包裹体，部分颗粒边部发育有毛发状、针状夕线石。
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图 3 泥质片麻岩显微照片 (a)早期石榴子石、多硅白云母残斑，之间常被基质钾长石、斜长石、黑云母等矿物分隔，二者均被溶蚀呈残斑状；(b)残斑石榴子石中包裹多硅白云母、斜长石、黑云母、石英、金红石，其中高钠斜长石被低钠斜长石半包围；(c)大斑晶石榴子石核部斜长石、黑云母、石英等包裹体及边部针状夕线石包裹体；(d、e)变斑晶石榴子石核部和基质中的蓝晶石假象；(f)晚期石榴子石、斜长石、黑云母、夕线石、钛铁矿等平衡共生；(g)晚期夕线石、斜长石、黑云母等环绕斜长石变斑晶；(h)晚期斜长石、黑云母等环绕大的钾长石变斑晶 Fig. 3 Microphotos of the pelitic gneiss |
多硅白云母 主要呈两种状态产出，一种为残斑状，其与残斑石榴子石之间常被基质钾长石、斜长石、黑云母等矿物分隔(图 3a)，另一种包裹在残斑石榴子石之中(图 3b)，由此推测残斑状多硅白云母与残斑石榴子石二者应为最早期矿物共生组合。
夕线石 夕线石有四种产出状态，第一种分布于大斑晶石榴子石核部(图 3d)或呈变斑晶分布在基质(图 3e)中，呈板柱状，边部为针柱状夕线石环绕，可能反映了一种由早期蓝晶石转变为夕线石的退变反应关系，据此推测该类形状的夕线石可能为早期蓝晶石的假象；第二种夕线石呈柱状或菱形、矩形分布在基质中，可见一组极完全解理(图 3f)，与基质中的钾长石、斜长石、黑云母等平衡共生(图 3f, h)；第三种夕线石呈柱状分布在变斑晶石榴子石核部蓝晶石假象的外围(图 3d)或分布在变斑晶石榴子石的核部(图 4c)；第四种夕线石则呈针柱状或毛发状与鳞片状黑云母共同产出在大颗粒变斑晶石榴子石外(图 3c)。
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图 4 泥质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 profiles of the garnet from the pelitic gneiss |
钾长石 主要以条纹长石和微斜长石为主，有四种产状。其一以大斑晶颗粒形式存在(图 3g)，被细粒斜长石、石英等包绕，应与变斑晶状石榴子石和变斑晶斜长石等为同期矿物；第二种以包裹体的形式存在于大斑晶石榴子石的边部(图 4c)；另一种颗粒相对较小，环绕大斑晶钾长石与斜长石分布或与基质中细粒斜长石、黑云母等共生(图 3f, h)；第四种与针状夕线石、细粒黑云母、斜长石等分布于变斑晶石榴子石外。
斜长石 镜下可识别出五种不同产状，第一种与多硅白云母、黑云母、石英等共同包裹在残斑石榴子石中(图 3a, b)，可分为高钠斜长石与低钠斜长石两类，高钠斜长石被低钠斜长石半包围(图 3b)；第二种与斜长石、黑云母、石英等同为变斑晶石榴子石核部包裹体(图 3c)；第三种为较大斜长石斑晶(图 3f)，被细粒黑云母、石英、斜长石等包绕，部分颗粒被定向拉长；第四种以细小颗粒分布于基质之中(图 3h)，与细粒黑云母、石英平衡共生，为晚期退变反应产物；第五种则分布在变斑晶石榴子石外围，与同产状的黑云母等同为变斑晶石榴子石退变质的产物(图 3c, g)。
黑云母 黑云母有四种产状，其一以包裹体形式存在于残斑石榴子石中(图 3a, b)，与斜长石、石英等共生；其二包裹于变斑晶石榴子石中，与变斑晶石榴子石核部斜长石、石英等共生(图 3c)；其三分布在基质中(图 3b, c, i)，与细粒夕线石、斜长石、石英等共生；其四环绕在变斑晶石榴子石外围(图 3c)。
石英 他形粒状，大小不一，分别以包裹体形式分布在残斑与变斑晶石榴子石中以及变斑晶钾长石、斜长石的外围和基质之中。
金红石、钛铁矿金红石多以包裹体赋存于残斑石榴子石中和变斑晶石榴子石的核部(图 3a)，钛铁矿多以包裹体形式存在于变斑晶石榴子石的边部和基质中(图 3, f, g)。
4 矿物化学
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表 1 不同期次石榴子石环带探针成分(wt%) Table 1 Composition of garnet for different stages (wt%) |
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表 2 不同期次长石探针成分(wt%) Table 2 Composition of feldspar for different stages (wt%) |
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表 3 不同期次黑云母探针成分(wt%) Table 3 Composition of biotite for different stages (wt%) |
石榴子石 分别选取残斑石榴子石、核部含有蓝晶石假象的变斑晶石榴子石和核部仅有夕线石包裹体的变斑晶石榴子石进行电子探针环带分析，结果见图 4。残斑状石榴子石(A)(图 4a)无明显成分环带，端元组分为Alm0.57-0.58Gro0.10-0.12Pyr0.18-0.20Spe0.11-0.12。变斑晶石榴子石(环带B，C)(图 4b, c)具有比较明显的核-边结构，前者(环带B)核部端元组分为Alm0.68-0.70Gro0.04-0.05Pyr0.23-0.25Spe0.03-0.04，边部铁铝榴石升高，镁铝榴石降低，端元组分为Alm0.70-0.75Gro0.02-0.03Pyr0.16-0.20Spe0.01-0.03；后者石榴子石(环带C)(图 4c)核部端元组分为Alm0.69-0.70Gro0.02-0.03Pyr0.26-0.27Spe0.01，边部铁铝榴石升高，镁铝榴石降低，端元组分为Alm0.70-0.75Gro0.02-0.03Pyr0.20-0.60Spe0.01-0.02。残斑状石榴子石(图 4a)中的钙铝榴石组分明显高于变斑晶石榴子石(图 4b, c)中的钙铝榴石组分，而镁铝榴石与铁铝榴石组分明显降低；核部含有蓝晶石假象的变斑晶石榴子石较核部仅有夕线石包裹体的变斑晶石榴子石中的钙铝榴石组分稍高，而镁铝榴石稍低。显然，这些不同环带的石榴子石及其成分可能是不同变质期次的产物。
多硅白云母 残斑状多硅白云母与残斑石榴子石包裹的多硅白云母的成分基本一致，FeO=2.32~2.90，MgO=0.98~1.25，Fe/(Fe+Mg)=0.55~0.60，通过氧原子法计算分子式得到Si=3.19~3.23，属于低硅型多硅白云母。
夕线石 四种产状的夕线石成分基本一致，无明显差异。
钾长石 三种产状的钾长石成分无明显差异，排号为Or93-96Ab3-6An0-1。
斜长石 各种类型的斜长石均基本不含K2O，平均Or组分不超过1%(图 5a)。以包裹体形式分布在早期残斑状石榴子石中的斜长石可分为高钠和低钠两种成分，高钠斜长石排号为Ab80-88An11-19，低钠斜长石排号为Ab35-79An20-64，结合前述岩相学特征分析，这两种斜长石分别对应于不同的变质期次；以包裹体形式存在于变斑晶石榴子石核部的斜长石成分与变斑晶或被定向拉长的斜长石一致，Na2O略有降低，排号为Ab72-75An23-26；基质中的细小颗粒斜长石相对富CaO贫Na2O，排号为Ab60-67An32-39(图 5a)。
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图 5 泥质片麻岩中斜长石分类图解(a)和黑云母Mg-Fe/(Mg+Fe)判别图(b) Pl1、Bi1为残斑石榴子石核部包裹体成分；Pl2、Ksp1、Bi2为变斑晶石或榴子石核部包裹体；Pl3、Bi3、Ksp2为基质矿物；Pl4、Bi4、Ksp3为变斑晶石榴子石外围矿物 Fig. 5 Classification diagram of plagioclase (a) and Mg vs. Fe/(Mg+Fe) diagram of biotite (b) in pelitic gneiss |
黑云母 分布在残斑石榴子石的黑云母包体具有相对较高的SiO2成分(37.15%~39.03%)和MgO成分(15.24%~16.59%)，相对较低的FeO成分(10.36%~10.99%)，Fe/(Fe+Mg)=0.26~0.28；分布在大斑晶石榴子石核部的黑云母包体具有相对较低的Al2O3成分(15.56%~15.71%)和FeO成分(14.83%~15.43%)，Fe/(Fe+Mg)=0.40~0.41；基质中的黑云母具有相对较高的FeO成分(14.84%~16.69%)，相对较低的MgO成分(11.06%~12.56%)，Fe/(Fe+Mg)=0.43~0.45；分布在石榴子石外围的黑云母与基质中的黑云母成分基本一致，具有相对较高的Al2O3成分(17.66%~18.92%)和FeO成分(16.16%~17.81%)，相对较低的MgO成分(9.25%~9.95%)，Fe/(Fe+Mg)=0.48~0.51(图 5b)。
5 变质期次与温压条件依据上述岩相学观察和矿物化学成分，中阿尔金南缘含石榴子石泥质片麻岩至少可划分出四个阶段的变质矿物共生组合：
第一阶段(M1)：以岩相学观察到的残斑状石榴子石、多硅白云母以及包裹在该残斑石榴子石中的高钠斜长石、多硅白云母、黑云母、石英、金红石为特征，其中高钠斜长石又可能是绿辉石(Omp→Cpx+Pl)分解的产物，早期矿物组合可能为石榴子石+单斜辉石(?)+多硅白云母+斜长石+黑云母+石英+金红石+钛铁矿(Grt1+Cpx?+Ph+Pl1+Bi1+Q+Ru+Ilm)。
第二阶段(M2)：结合岩相学观察与石榴子石环带成分，该阶段以变斑晶石榴子石核部可能包裹体的蓝晶石假象和斜长石、黑云母、石英以及变斑晶状钾长石和斜长石出现为特征，其矿物共生组合为石榴子石+蓝晶石+钾长石+斜长石+黑云母+石英+金红石+钛铁矿(Grt2+Ky+Ksp+Pl2+Bi2+Q+Ru+Ilm)。
第三阶段(M3)：该阶段以石榴子石变斑晶核部包裹的针柱状夕线石以及基质中广泛出现的柱状夕线石及其共生的钾长石、斜长石和黑云母等为主要标志，该阶段主要矿物组合为石榴子石+夕线石+钾长石+斜长石+黑云母+石英+金红石+钛铁矿(Grt3+Sill+Ksp+Pl3+Bi3+Q+Ru+Ilm)。
第四阶段(M4)：该阶段以变斑晶石榴子石和钾长石外围生长的黑云母、石英、钾长石、斜长石等以及基质中针状或毛发状夕线石为特征。石榴子石与钾长石边部发生退变反应形成黑云母以及斜长石，部分钾长石边部可见斜长石+石英+黑云母后成合晶，可能的退变质反应为Ksp+Grt+H2O=Bi+Pl+Qz。该阶段矿物组合可能为石榴子石+斜长石+黑云母+石英+钛铁矿(Grt4+Sill+Ksp+Pl4+Bi4+Q+Ilm)。
本次研究我们采用矿物对温压计和相平衡模拟两种方法对该岩石进行了温压条件的估算。首先，本文利用THERMOCALC 3.40程序对该泥质片麻岩进行变质相平衡模拟计算，所选体系为NCKFMASHTO(Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-Fe2O3)，计算过程中首先使用XRF测得的全岩成分(表 4)，在T-O图的基础上选择5%的三价铁含量，对固相线右侧相图(图 6b)进行计算。然后，依据变斑晶石榴子石核部成分最接近固相线的投点，选取~13kbar处固相线熔体成分进行单阶段熔体恢复(Bartoli, 2017)，使岩石在~13.5kbar时水饱和，计算固相线左侧相图，最终得到相图 6a。
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表 4 全岩主量成分(wt%) Table 4 Major (wt%) element compositions |
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图 6
泥质片麻岩全岩成分在NCKFMASHTO体系中的P-T视剖面图
(a)熔融前，岩石成分为H2O:SiO2:Al2O3:CaO:MgO:FeO:K2O:Na2O:TiO2:O= 6.643:65.984:10.456:1.149:4.232:6.380:2.265:1.963:0.798:0.130(摩尔百分比)； (b)熔融后，岩石成分为H2O:SiO2:Al2O3:CaO:MgO:FeO:K2O:Na2O:TiO2:O= 3.36:67.47:10.89:1.22:4.85:7.28:2.24:1.63:0.92:0.15(摩尔百分比).g=石榴子石；ky=蓝晶石；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；opx=斜方辉石；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An组分，x(bi)=黑云母中Fe/(Fe+Mg) Fig. 6 P-T pseudosection for paragneiss by NCKFMASHTO |
利用熔融残余石榴子石z(g)成分Ca/(Ca+Fe2++Mg)、x(g)成分Mg/(Ca+Fe2++Mg)以及多硅白云母Si等值线共同限定第一期次矿物组合(图 6中的g+cpx+ph+pl+bi+ru+ilm+q+liq四变域)最高温压条件为P=15.8~18.3kbar，T=646~729℃(图 6a)。
利用含蓝晶石假象的石榴子石变斑晶核部的Ca/(Ca+Fe2++Mg)和Mg/(Ca+Fe2++Mg)成分投图，全部落入含蓝晶石的g+ky+ksp+pl+bi+ru+ilm+q+liq三变域，限定第二期次矿物组合的温压条件为P=10.30~12.30kbar、T=781~821℃(图 6b)。与此同时，我们也利用斜长石中An端元组分Ca/(Ca+Na+K)和黑云母Fe/(Fe2++Mg)的等值线对其进行了验证，得到一致的结果。
利用含夕线石的石榴子石变斑晶核部的Ca/(Ca+Fe2++Mg)和Mg/(Ca+Fe2++Mg)成分投图，全部落入含夕线石的g+sill+ksp+pl+bi+ru+ilm+q+liq三变域，限定第三期矿物组合的温压条件为P=8.50~9.60kbar、T=812~838℃(图 6b)。
而对第四阶段矿物组合(图 6b中的g+sill+ksp+pl+bi+ilm+q四变域)，利用石榴子石-黑云母温度计(Holdaway, 2000)和GBPQ压力计(Wu et al., 2004)对变斑晶石榴子石边部成分以及石榴子石外围黑云母、斜长石成分进行计算，得到结果为P=4.65~5.70kbar、T=698~725℃。
6 锆石年代学泥质片麻岩(17A-99)中的锆石颗粒均呈浑圆粒状，粒径50~100μm。阴极发光(CL)图像显示大部分锆石为星云或扇状结构(图 7a)，部分颗粒发育有核-边结构，核部深灰-黑色，边部颜色较浅为灰色，具有均匀的面状分带结构，均显示明显的变质锆石特征。
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图 7 锆石阴极发光(CL)图像(a)、U-Pb年龄谐和图(b)及球粒陨石标准化稀土元素配分图(c, 标准化据Sun and McDonough, 1989) Fig. 7 Cathodoluminescent (CL) images (a), U-Pb concordia diagrams (b) and chondrite-normalized REE patterns (c, normalization values after Sun and McDonough, 1989) of the zircon |
对该岩石中的34颗锆石共进行了34个点的测试(表 5、表 6)，在年龄谐和图(图 7b)中，所有测点年龄均落在谐和线附近。其中，5个测点构成一个428~433Ma的年龄集中区，其加权平均值为430.1±2.6Ma；17个测点构成一个396~407Ma的年龄集中区，其加权平均值为400.8±1.6Ma；12个测点构成一个371~382Ma的年龄集中区，其加权平均值为378.8±2.1Ma。对应于这三个年龄集中区的锆石的稀土配分均显示重稀土平坦或亏损的特征(图 7c)，Th/U比值介于0.01~0.16之间，主体小于0.1，亦符合变质锆石的特征。另外，露头上与该高压泥质片麻岩互层状产出的基性片麻岩也获得了~430Ma、~400Ma、~378Ma三期变质年龄(未发表资料)，亦说明上述片麻岩的定年结果是可靠的。
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表 5 锆石的微量元素含量(×10-6) Table 5 LA-ICP-MS trace element compositions (×10-6) of representative zircons |
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表 6 锆石同位素比值及年龄表 Table 6 LA-ICP-MS U-Pb isotopic data of representative zircons |
岩相学与矿物化学研究显示，尤努斯萨依北部泥质片麻岩的变质演化过程可以划分出四个不同反应阶段，其特征矿物组合分别为Grt+Cpx+Ph+Pl+Bi+Q+Ru+Ilm，Grt+Ky+Ksp+Pl+Bi+Q+Ru+Ilm，Grt+Sill+Ksp+Pl+Bi+Q+Ru+Ilm，Grt+Sill+Ksp+Pl+Bi+Q+Ilm。依据热力学模拟计算结果，结合石榴子石-黑云母温度计(Holdaway, 2000)和GBPQ压力计(Wu et al., 2004)选取对应矿物对成分进行温压标定，获得其温压条件依次为P=15.8~18.3kbar、T=646~729℃；P=10.30~12.30kbar，T=781~821℃；P=8.50~9.60kbar，T=812~838℃；P=4.65~5.70kbar，T=698~725℃。上述四个阶段共同构成了一条顺时针先降压升温后降压降温的P-T轨迹。
对于压力峰期，岩相学可观察到残斑石榴子石中包裹多硅白云母、斜长石、黑云母、金红石和石英等矿物，其中斜长石可进一步区分为高钠和低钠斜长石两种，依据斜长石与石英的交生结构(图 3b)和其高达88%的钠长石组分，本文推测高钠斜长石可能为绿辉石分解的产物，而低钠斜长石为较晚期单斜辉石分解的产物，即可能存在Omp→Cpx+Pl(高钠)以及Cpx→Pl(低钠)的化学反应。因此，本文认为该泥质片麻岩在早期可能存在绿辉石，其早期矿物组合应落入Grt+Omp+Ph+Bi+Q+Ru+Ilm+liq三变域(图 6a)，其实际峰期压力可能更高(>17.3kbar)。
对于第二阶段，用Gro-Pyr、Pyr-An、Gro-An、Gro-Bi、Bi-An等矿物对成分等值线进行投点，均落入g+ky+ksp+pl+bi+ru+ilm+q+liq三变域(图 6b)，所得结果均落入蓝晶石稳定域。进一步在780~820℃条件下利用GASP压力计对该矿物组合压力进行检验，无论是采用蓝晶石热力学数据(3An=Gro+2Ky+αQ)还是夕线石热力学数据(或3An=Gro+2Sill+αQ)代入进行计算，所得结果均高于夕线石-蓝晶石转变线，说明在第二个阶段与石榴子石、斜长石共生的铝硅酸盐应该为蓝晶石，这与我们在岩相学中观察到的蓝晶石假象一致(图 3d, e)。结合P-T轨迹，本文认为，岩石在由第一阶段向第二阶段的变质过程中蓝晶石出现，之后由于经历明显的降压加热过程而快速退变为夕线石，因而目前岩相学观察到的大多为夕线石或“蓝晶石假象”。
在Spear (1993)变质相系图(图 8)中，该岩石第一阶段落入高压相系；第二阶段与第三阶段则分别落入高压麻粒岩与麻粒岩域；第四阶段落入角闪岩相变质域。
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图 8 中阿尔金地块南缘高压泥质片麻岩的P-T-t演化轨迹 Al2SiO5矿物相变线据Holdaway and Mukhopadhyay (1993)，变质相据O’Brien and Rotzler (2003)，变质相系据Spear (1993) Fig. 8 P-T-t path of the high pressure pelitic gneiss The Al2SiO5 polymorph transition lines are from Holdaway and Mukhopadhyay (1993). Metamorphic facies and metamorphic facies series are from Spear (1993) and O'Brien and Rtzler (2003) |
从锆石的球粒陨石标准化稀土元素配分图(图 7c)中可以看出，在~430Ma测点锆石对应的重稀土变化从弱富集到近平坦，表明其锆石生长时与一定量石榴子石平衡共生；~400Ma锆石稀土变化明显，从相对平坦到明显亏损，指示该阶段石榴子石大量生长；~380Ma的锆石具有明显的重稀土亏损特点，表明该阶段锆石生长时岩石中存在大量石榴子石。上述锆石稀土含量与岩相学观察到的早期石榴子石颗粒相对较小，而第二、三阶段的石榴子石为大颗粒核-边的现象相吻合。结合变质作用研究结果，构筑的该岩石顺时针型演化的P-T-t轨迹见图 8。该P-T-t演化轨迹符合俯冲碰撞型造山带的变质演化过程(魏春景等, 1996; 金维浚和石耀霖, 1998)，指示早期就位于上地壳的泥质沉积物发生俯冲在~430Ma时至少达到下地壳深度经历高压变质作用，之后该岩石发生减压升温，温度达到最大值，这一过程一直持续到~400Ma，再后该岩石继续降温降压折返，在~380Ma经历角闪岩相退变质直至抬升地表。
7.3 构造地质意义 7.3.1 与南阿尔金高压-超高压和北阿尔金高压变质岩带的比较本次研究采样地点位于中阿尔金地块西段南缘尤努斯萨依剖面长城系巴什库尔干岩群之中，南部以断裂带分隔毗邻于南阿尔金俯冲碰撞杂岩带(阿尔金杂岩)。该剖面南部阿尔金杂岩中出露榴辉岩相的花岗质片麻岩(马拓等, 2018)，先期前人研究所报道的南阿尔金高压-超高压变质岩石呈透镜体状均产出于该杂言之中。显然，本文所述高压泥质麻粒岩产出的构造位置明显不同于南阿尔金高压-超高压岩石，它们分属两个构造单元。其次，前人大量高质量的定年结果表明，南阿尔金高压-超高压岩石的峰期变质时代为~500Ma(Zhang et al., 1999, 2002, 2004, 2005b; Liu et al., 2007b, 2009, 2010, 2012a; Wang et al., 2011, 2013; 曹玉亭等, 2009, 2013)，而本文前述高压泥质片麻岩的峰期变质时代为~432Ma。因此，该高压岩石与南阿尔金高压-超高压岩石显然不能构成同一条变质岩带。
另外，北阿尔金俯冲杂岩带出露以洋壳俯冲为特征的高压变泥质片岩(车自成等, 1995)、蓝片岩和榴辉岩, 变质时代为490~512Ma(Zhang et al., 2007a, 2010)，显然本文所述高压岩石无论是出露构造位置还是变质岩石组合以及变质时代都有别于北阿尔金高压变质岩带。
那么，中阿尔金与南阿尔金之间是否存在一条志留纪的俯冲带？
前人研究已表明，435~375Ma期间南阿尔金造山带处于碰撞造山结束后的伸展减薄阶段(刘良等, 2013; 康磊, 2014; Wang et al., 2014)，此时其紧邻北侧发生新的俯冲形成高压变质岩石的可能性不大，因其动力学机制无法协调。同时，中阿尔金地块与南阿尔金之间以区域性复合剪切带相接触，接触带具有复杂多期次的左行或右行走滑剪切活动的特征(据中国地质调查局西安地质矿产研究所, 2013①)。综上地质观察，暗示本文所述高压变质岩石及其代表的变质事件有可能不属于阿尔金复合造山带。
① 中国地质调查局西安地质矿产研究所. 2013. 1:25万苏吾什杰幅区域地质调查报告
7.3.2 与柴北缘高压-超高压变质岩带的比较柴北缘已确定的高压-超高压岩石以榴辉岩、石榴子石橄榄岩和各种片麻岩为主体，自西向东出露于鱼卡、绿梁山(胜利口)、锡铁山和都兰等地。目前, 这些高压-超高压岩石已积累了丰富的年代学资料，其中峰期变质时代为420~457Ma，退变质时代为397~427Ma(Song et al., 2003a, b, 2010; Mattinson et al., 2006; Chen et al., 2009, 2012; Xiong et al., 2011, 2012; Zhang et al., 2008a, b, 2010, 2011, 2013, 2016, 2017; 张建新等, 2010; Liu et al., 2012b; Yu et al., 2015)。Song et al. (2013)进一步解释这些年龄数据，认为445~457Ma代表柴北缘早期大洋俯冲有关的高压变质时代，435~420Ma为大陆深俯冲形成的超高压岩石的变质时代，410~400Ma为超高压变质岩折返过程中的退变质时代。显然，本文所述中阿尔金南缘高压岩石的峰期变质时代(~432Ma)与第一期退变质时代(~400Ma)完全可以与柴北缘陆壳属性高压-超高压变质岩石的峰期变质时代及退变质时代相对比。因此，将其理解为是柴北缘高压-超高压岩带的西延或柴北缘部分变质岩片(块)被后期复杂的走滑断裂迁移就位于中阿尔金南缘相较于把南阿尔金看作是柴北缘高压-超高压岩带的西延更为合理。然而，该高压岩石究竟是柴北缘的自然延伸还是被后期走滑断裂迁移就位于中阿尔金南缘，有待进一步深入研究确定。
8 结论(1) 中阿尔金西段南缘尤努斯萨依北部地区首次发现一套志留系高压泥质片麻岩，岩相学观察和矿物化学成分可识别出其四期矿物共生组合：早期为石榴子石+多硅白云母+单斜辉石(?)+斜长石+黑云母+石英+金红石+钛铁矿；第二期为石榴子石+蓝晶石+钾长石+斜长石+黑云母+石英+金红石+钛铁矿；第三期为石榴子石+夕线石+钾长石+斜长石+黑云母+石英+金红石+钛铁矿；晚期为石榴石+斜长石+黑云母+石英+钛铁矿。估算其温压条件依次为P=15.8~18.3kbar、T=646~729℃，P=10.30~12.30kbar、T=781~821℃，P=8.50~9.60kbar、T=812~838℃以及P=4.65~5.70kbar、T=698~725℃，分别对应于高压相系、高压麻粒岩相、麻粒岩相和角闪岩相变质。
(2) 该高压泥质片麻岩锆石年代学研究获得432.0±2.7Ma、401.4±2.5Ma、381.1±2.4Ma三组变质年龄，应分别代表该岩石高压相系、高压麻粒岩-麻粒岩相和角闪岩相三个变质阶段的时代，从而构成一条顺时针型先降压升温后降压降温的P-T-t轨迹。
(3) 该高压岩石出露于中阿尔金地块西段南缘长城系巴什库尔干岩群之中，与南侧以断裂带分隔的赋存于阿尔金岩群之中的南阿尔金高压-超高压岩石的出露构造位置明显不同，其峰期变质时代(~432Ma)亦明显不同于南阿尔金高压-超高压岩石的峰期变质时代(~500Ma)。因此，该高压岩石与南阿尔金高压-超高压岩石显然不能构成同一条变质岩带。结合区域地质背景和前人关于柴北缘陆壳属性高压-超高压岩石峰期变质时代(~430Ma)的研究成果综合分析，本文初步认为该高压岩石可能是柴北缘高压-超高压变质岩带的西延或是被中新生代以来阿尔金复杂多期次走滑断裂系迁移就位于中阿尔金南缘的部分柴北缘高压-超高压变质岩片/岩块。
致谢 感谢张贵宾博士、王伟博士以及吴春明教授的细致审阅与宝贵意见；感谢俞良军老师与编辑部同志在文章修改、校对过程中的帮助。
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