2016, Vol. 35
2. 新疆地质勘查基金项目管理中心, 乌鲁木齐 830001
2. Geological Exploration Fund Project Management Center, Urumqi 830001, China
阿尔金造山带位于新疆、青海、甘肃省区的交界地带，是西北主要大地构造单元(塔里木、柴达木以及东西昆仑、天山、柴北缘、北祁连和北山构造带)的衔接地带，又是青藏高原北部的自然边界，具有重要的构造地位。前人在其相邻的构造单元花岗片麻岩带中发现了高压-超高压岩石，如甘肃北山柳园、柴北缘大柴旦鱼卡河一带花岗片麻岩带，这些榴辉岩围岩、花岗片麻岩的结晶年龄分别为880±31 Ma、950~850 Ma(陆松年，1998；杨经绥等，1998；于海峰等，1999；李怀坤等，1999；Zhang et al., 2008；Song et al., 2012)，而且花岗片麻岩为S型花岗岩，表明北山和柴北缘新元古代可能具有相似的构造地质背景。自阿尔金造山带西段发现超高压变质作用的证据以来，学者们先后对该区包括榴辉岩在内的高压-超高压岩石的变质作用及变质时代进行了深入研究(车自成等, 1995, 2002；刘良等, 1996, 2002, 2003；张建新等, 2002, 2011；Zhang et al., 2001, 2005；Gehrels et al., 2003；张安达等，2004；陆松年等，2006；王超等，2006；刘永顺等，2009；Wang et al., 2013；Yu et al., 2013)。最近笔者在阿尔金山造山带中段环形山地区，原岩年龄928±9 Ma的“S”型二长花岗片麻岩(王立社等，2015a)中发现高压基性岩石透镜体，虽初步认为为蜕变榴辉岩(王立社等，2015b)，但对其矿物还未进一步确定，此外，岩石形成于什么时代，经历何期变质作用，具有什么样的地质意义均未见相关报道，本文对其开展了地质地球化学及年代学研究。
1 区域地质背景前人研究表明，阿尔金造山带是经历过太古代古老地壳和多期岩浆活动、古元古代(2500~1800 Ma)强烈改造和中基性岩侵入、新元古代(1000~800 Ma)碰撞造山和大规模的岩浆活动(刘永顺等，2009)的基础之上，又经历早古生代古板块(或地块)之间相互俯冲-碰撞形成的复杂构造带，后被中新生代的走滑断裂系改造。依据区内不同地质体的地质特征，以及岩石学、地球化学和同位素年代学等方面资料，该造山带由北向南依次可划分为阿北变质地体、红柳沟-拉配泉构造混杂岩带、阿中(米兰河-金雁山)地块、阿南茫崖构造混杂岩带等4个构造单元(刘良等，1999)，阿尔金南缘榴辉岩带位于阿中(米兰河-金雁山)地块与阿南茫崖构造混杂岩带之间(图 1)。阿尔金南缘榴辉岩带的围岩主要为一套英云闪长质、花岗质片麻岩，它与夕线石榴片麻岩、蓝晶石榴片麻岩以及石榴斜长角闪岩等，以角闪岩相为主的变质杂岩一起构成“阿尔金岩群”(于海峰等，2002)。本文所研究的高压基性麻粒岩位于环形山一带，采样位置见图 1。
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TRB-塔里木盆地；QL-祁连山；QDB-柴达木盆地；WKL-西昆仑；EDL-东昆仑；HMLY-喜马拉雅山；INP-印度板块；Ⅰ-塔里木盆地；Ⅱ-柴达木盆地；Ⅲ1-阿北地块；Ⅲ2-红柳沟-拉配泉蛇绿构造混杂岩带；Ⅲ3-米兰河-金雁山地块；Ⅲ4-阿尔金混杂岩带 图 1 阿尔金构造地质简图(据Liu et al.，2012修改)和环形山一带地质图 Figure 1 Tectonic sketch of the Altyn Mountains(after Liu et al., 2012)and geological map of the ring hill area |
高压基性麻粒岩呈透镜体状产于二长花岗片麻岩中，透镜体大小为1×1.5 m~2×5 m~5×5 m，可见围岩片麻理环绕透镜体，似压力影状构造(图 2a)，二者整体构造线基本一致。采样地分布4处高压基性麻粒岩透镜体，岩石近看为浅绿褐色，细粒结构、块状构造。石榴子石含量约28%，石榴子石粒径为0. 15~0. 8 mm，半自形等轴多边粒状晶，部分晶粒筛眼状构造发育，电子探针分析显示其具有铁铝榴石、钙铝榴石和镁铝榴石的固溶体特征(表 1)；透辉石含量约18%，粒径为0.1×0.15~0.8×1.6 mm，呈半自形不完整短柱状、粒柱状，电子探针分析显示其以Si、Ca、Mg、Al为主，含极低Na；角闪石含量约22%，为透辉石的次变矿物，成分以Si、Fe、Ca和Al为主，Na少量；基性斜长石含量约30%，粒径为(0.1~0.4)×0.5 mm，呈半自形、他形中细粒变晶，电子探针分析显示有钠长石、奥长石和中长石，Na含量较高；黑云母含量约0.5%，细片状；金红石约1%，呈他形细晶散布于角闪石晶粒或石榴子石晶粒中(图 2d)，成分为氧化钛；磷灰石约0.5%，短柱状细晶；钛磁铁矿含量约1%，微细粒晶或交代金红石。石榴子石与周围斜长石、石英等矿物组成“白眼圈”构造(图 2d)，部分角闪石核部残留透辉石(图 2c)，岩相学显微特征未发现后成合晶特征，电子探针分析显示其钠含量较低，铝较高，为高铝透辉石，具麻粒岩相辉石的特征。同位素测年样品采自山坡上自然露头内部，采样点坐标为(88°08.95′~88°09.15′；38°14.10′~38°14.00′)。围岩二长花岗片麻岩呈略带淡褐的灰白色环形状高大山峰，蜂窝状风化明显，蜂窝大小10 cm×10 cm~1 m×1 m多见，宏观上显示片麻岩体风化特征(图 2a)；二长花岗片麻岩具中细粒结构，受后期构造作用影响而呈片麻状构造，片麻理近东西走向，产状为168°∠62°，部分地段可见较大浑圆状钾长石断续分布，构成眼球状构造；岩石矿物组成为石英、斜更长石、微斜长石、黑云母和石榴子石等，2种长石含量相近；其中可见长小于1 m、宽度小于8 cm的香肠状石英脉垂直片理走向分布(图 2b)，显示岩体受多期构造影响。
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图 2 高压基性麻粒岩宏观及微观特征 Figure 2 Photos and micrographs of high pressure basic granulites |
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表 1 高压基性麻粒岩矿物电子探针成分 Table 1 The compositions of minerals in high pressure basic granulites analyze by using microprobe |
采集高压基性麻粒岩样品20 kg，在廊坊区域地质调查研究院进行锆石分选，将样品破碎至约100 μm，先用磁法和重液分选，然后再双目镜下手工挑选晶形较好且无明显包裹体及裂隙的锆石作为测定对象。
锆石年龄测定在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，测定对象为晶形好且无明显包裹体及裂隙的锆石，用DEVCON环氧树脂将锆石固定，仔细抛光至锆石核部露出，然后对其进行锆石显微(反射光和透射光)照相、阴极发光(CL)显微成像研究。锆石的CL照相采用FEI公司产XL30型SFEG电子束进行分析。为了获得较准确的U-Pb年龄，锆石测点位置根据反射光和透射光照片选取，尽量避开裂隙和包裹体；再结合CL图像，避免不同世代锆石的混合区域。LA-ICP-MS锆石微区U-Pb同位素分析采用Agilent7500型ICP-MS和德国Lambda Physik公司的ComPex102ArF准分子激光器以及MicroLa公司的GeoLas 200M光学系统联机进行。激光束斑直径为30 μm，激光剥蚀深度为20~40 μm。He为剥蚀物质的载气，用NIST SRM 610人工合成硅酸盐玻璃标准作为参考物质调试仪器；进行单点剥蚀采样；每5个测试样品前后，测试91500标样一次，每12个测试点前后测试1次NIST610和GJ-1。锆石年龄采用91500和GJ-1作为外部标准物质，元素含量采用NIST610作为外部标准物质。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Isoplot3(2006)，详细分析步骤和数据处理方法以及仪器工作参数等参见柳小明等(2002)和袁洪林等(2003)的文章。
锆石Hf同位素分析是在阴极发光图像和U-Pb定年基础上进行的。锆石Lu-Hf同位素原位分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，质谱端测试仪器为NuPlasmaHR多接杯电感耦合等离子质谱仪(MC-ICP-MS)，激光剥蚀系统为Geolas 2005193 nm准分子激光取样系统。实验条件为脉冲频率8Hz，能量100 mJ，束斑直径为44 μm，激光剥蚀频率为10Hz，以He为剥蚀物质载气。所用标样为MON-1，91500和GJ-1。用176Lu/175Lu=0.02669(De Bievre and Taylor, 1993)和176Yb/172Yb=0.5886(Chu et al., 2002)进行同量异位干扰校正计算测定样品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf值。实验流程及详尽的分析技术见Yuan等(2008)。
4 锆石内部结构和微量元素特征锆石主要为淡黄色，少量黄褐色，透明度较好，玻璃光泽，晶形以短柱状为主，另有双锥柱状、锥状(图 3a)，粒径一般在100×50~100×300 μm左右，晶体长宽比在1:1~2:1。阴极发光图像显示锆石可分为2类：①锆石内部有明显的结晶环带或振荡环带，如2，6，7等，部分锆石边缘有明显后期增生边缘带如32和35等，呈现核边结构；具有结晶环带锆石较小，环带较窄，环带较窄可能与锆石结晶时岩浆的温度有关，高温条件下微量元素扩散快，易于形成较宽的结晶环带，低温条件下微量元素的扩散速度慢形成较窄的结晶环带，因而该区锆石的原岩可能形成于相对降温较快的条件下，由于温度下降快，结晶时限短，因而锆石粒径普遍较小结晶环带较窄。②锆石内部没有明显的结晶环带，锆石粒度较大，呈均匀灰色或灰白色，显示了变质锆石特征。
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图 3 锆石CL图像、U-Pb年龄和锆石球粒陨石标准化图解(标准化值据Taylor and McLeman，1985) Figure 3 CL images, U-Pb ages and chondrite-normalized REE patterns of zircons (standard value after Taylor and McLeman, 1985) |
锆石微量元素原位分析结果(表 2)显示，锆石的Σ REE为26.2~1542 μg/g，ΣLREE和ΣHREE分别为4.1~99.1 μg/g和20.7~1528 μg/g，变化幅度较大，所有的锆石测点轻稀土元素含量均低于重稀土元素含量，其LREE/HREE值为0.01~0.81均小于1，δEu为0.02~2.70；在球粒陨石标准化图解中(图 3b)，所有测点相应的表现出轻稀土亏损，重稀土逐步富集的左倾曲线形态，这是各稀土元素进入锆石晶格能力的不同造成的(Hinton and Upton, 1991)。观察发现测点位于锆石环带上时，则稀土元素含量高(ΣREE为840.4~1542 μg/g)、轻重稀土分异较强(其LREE/HREE平均值为0.02)，Eu一般呈明显负异常，可能与斜长石的分离结晶相关，具有岩浆锆石的部分特征；样品位于标准化曲线上部。测点位于变质锆石部分时，则稀土含量均较低(ΣREE在26.2~591.8 μg/g)，轻重稀土分异程度弱(其LREE/HREE平均值为0.28)，Eu负异常不明显甚至呈正异常，有变质锆石的特征(Rubatto and Williams, 2000；Rubatto，2002；Whitehouse and Platt, 2003；Hoskin and Ireland, 2003；陈丹玲等，2007)；样品位于标准化曲线下部。
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表 2 锆石原位微量元素分析结果 Table 2 LA-ICP-MS trace element compositions of zircons |
吴元保等(2002)对大别黄镇榴辉岩中锆石的微量元素分析表明，边部变质锆石的Nb、Ta含量及Nb/Ta值(分别为0.5×10-6~1.4×10-6，0.7×10-6~1.5×10-6和0.3~1.3)与核部岩浆成因锆石(分别为3.8×10-6~19.7×10-6，2.7×10-6~12.1×10-6和1.0~4.6)存在明显差别，变质锆石Nb、Ta含量低于岩浆成因锆石。这种现象可能是由于高压变质矿物金红石强烈富集Nb和Ta等高场强元素，低的Nb/Ta值是由于Ta更易进入锆石晶格(Li et al., 2000)的缘故，因而认为Nb、Ta可以用来判断锆石的成因。本文测试得到的锆石Nb、Ta含量分别为0.39×10-6~4.0×10-6，0.2×10-6~17.3×10-6，变化范围较大，二者大致呈正相关，Nb/Ta值为0.23~2.99相对稳定，大多数处于1.2~2.8范围，但两类锆石测点没有明显的差别，这可能与榴辉岩中金红石含量少有关。现在关于锆石成因最常用和最有效的判别元素是Th、U及其比值，因为在变质重结晶作用过程中Th相对于U优先丢失，在高级变质作用中其他富Th矿物(如帘石类矿物和独居石等)的形成，也将导致变质重结晶或变质增生锆石具有较低的Th/U值( < 0.1)(Vavra et al., 1996；Rubatto et al., 1999；Hermann et al., 1990)。同时，由于石榴子石大量富集重稀土，因此在高压-超高压变质岩中与石榴子石平衡生长的变质锆石具有低的稀土总量和较小的甚至是右倾的重稀土富集模式(Vavra et al., 1996；Rubatto，2002；Whitehouse and Platt, 2003)。因此，一般变质成因锆石的稀土含量低于岩浆成因锆石，并且变质成因锆石Th/U值( < 0.1)岩浆成因锆石Th/U值一般(>0.3)。研究本文锆石的Th/U值发现：锆石的Th/U值为0.01~0.25，其中大部分Th/U值小于0.1，对应的年龄数据为481±9~536±11 Ma，其测点位于变质锆石中或锆石边部增生带上；另一部分测点年龄数据为592±11~965±17 Ma，对应的Th/U值多为0.1~0.25(≥0.1)，虽然比值不十分高，但这些比值还是明显高于前者的，Gebauer(1996)和吴元保(2002)也曾发现部分基性岩和榴辉岩中岩浆锆石Th/U值低于0.1，加之这类锆石具有清晰的环带，锆石的岩浆成因应是可靠的。
5 锆石U-Pb同位素年龄本文对挑选出的锆石进行了40个点分析，8个测点的信号较差且明显偏离谐和线，可能与其204 Pb含量过高有关(Andersen，2002)，剔除后剩余32个锆石点测试结果见图 3、图 4和表 2、表 3。U-Pb同位素年龄测试结果显示，所测锆石206 Pb/238U的表面年龄范围为481±9~965±17 Ma，在206 Pb/238U-207 Pb/235U谐和图中，锆石年龄范围跨度大。变质成因锆石206 Pb/238U加权平均年龄为508±6 Ma(n=22，MSWD=1.9)，在206 Pb/238U-207 Pb/235U谐和图上集中于同一区域；具结晶环带或震荡条带的岩浆成因锆石206 Pb/238U的表面年龄为592±11~965±17 Ma，锆石样品落点沿谐和线分布，那么这些锆石年龄究竟有什么地质意义呢？
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表 3 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年代学分析数据 Table 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating data |
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图 4 U-Pb年龄谐和图及加权平均年龄图 Figure 4 Diagrams of U-Pb concordia ages and weighted average ages for zircons |
本文高压基性麻粒岩测得的变质年龄(508±6 Ma)与前人对阿尔金构造带南缘江尕勒萨依榴辉岩测得的全岩石榴子石-绿辉石的Sm-Nd等时线年龄(500±10 Ma)、单颗粒锆石(TIMS法)U-Pb同位素加权平均年龄值(504±5 Ma)(张建新等，1999)、锆石U-Pb同位素年龄(493±4.3 Ma)(刘良等，2007)以及张安达等(2004)和Zhang等(2005)分别对英格利萨依地区超高压岩石进行SHRIMP或LA-ICP-MS测试获得年龄(500 Ma左右)数据一致，因此，该年龄应为高压基性麻粒岩的变质年龄；笔者曾对其围岩二长花岗片麻岩进行了较为详细的岩石地球化学和同位素U-Pb定年研究，发现二长花岗片麻岩的原岩锆石206 Pb/238U的表面年龄为894±15~960±16 Ma，形成于新元古代。本次锆石中933±16~965±17 Ma的年龄与二长花岗片麻岩中锆石年龄一致，形态相近，因此推断其为围岩年龄。而592±11~790±14 Ma的岩浆锆石年龄应该为高压基性麻粒岩的原岩年龄。
6 锆石Lu-Hf同位素特征由于Hf元素与Zr化学性质相似，因此锆石中Hf含量较高，同时Lu的含量又极低，此外，锆石形成后通常只有较少量的放射成因Hf积累，从而使得176Lu/177Hf值非常低，获得的176Hf/177Hf值能够代表其形成时体系的Hf同位素组成(吴福元等，2007)。一般而言，不同地球化学储库单元锆石Hf同位素组成有别，如亏损地幔和球粒陨石其176Hf/177Hf值和εHf(t)值与富集地幔和地壳相应的176Hf/177Hf值与εHf(t)值区间范围有差别(吴福元等，2007)，并据此提出了重要地球化学储源库的同位素特征图(图 5)，可见锆石Hf同位素组成能够有效的示踪岩浆源区。本文高压基性麻粒岩锆石Lu-Hf同位素分析结果显示(表 4)，176Lu/177Hf值为0.000085~0.001903(均小于0.002)，因此所测样品176Hf/177Hf值可以代表其形成时体系的Hf同位素特征。所测6个高压基性麻粒岩原岩锆石点位176Hf/177Hf值为0.282 174~0.282 399，均值为0.282 284；εHf(0)值为-21.13~-13.21，均值为-17.25，εHf(t)值(t取各锆石测试值)为-6.02~3.24，均值为-3.78；其一阶段模式年龄tDM1和二阶段模式年龄tDM2分别为1235~1508 Ma和1348~1721 Ma，均值为1357 Ma和1572 Ma，大于锆石的形成年龄592~790 Ma，对于玄武质岩石来说，模式年龄大于其形成年龄表明源区受到过地壳的混染或来自于富集地幔。在176Hf/177Hf和εHf(t)与锆石U-Pb年龄地球化学储源库的同位素特征图解中(图 5)，样品多落入了球粒陨石演化线之下区域，接近下地壳，是受到地壳物质的混染作用或源区为富集地幔的表现。500 Ma左右的变质锆石显示相应的Lu-Hf同位素特征，可能是变质过程中继承了原岩的特征。
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图 5 基性岩锆石Hf同位素特征 Figure 5 Hf isotopic features of zircons from basic rocks |
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表 4 锆石Lu-Hf同位素组成 Table 4 Lu-Hf isotopic data of zircons |
阿尔金及甘肃北山、柴北缘等邻区已发现榴辉岩产于花岗片麻岩中，花岗片麻岩年龄为1.0~0.8 Ga，以0.9 Ga左右为主(陆松年等，2006)，且为碰撞构造背景下形成的“S”型花岗岩，表明塔里木、柴达木以及阿尔金造山带在新元古代曾发生过板块的汇聚作用，对应于Rodinia超大陆汇聚事件。前人研究表明，该区Rodinia超大陆汇聚作用之后，在新元古代晚期开始逐渐转向裂解，并在560 Ma最终成洋(陆松年，1998)，高压基性麻粒岩原岩在此地质背景下中形成。虽然其原岩锆石有不同程度Pb丢失，但经计算592±11~790±14 Ma年龄还是比较和谐的，部分高压基性麻粒岩的原岩年龄与刘良等(2007)在阿尔金江尕勒萨依榴辉岩中测得的754±9 Ma数据和杨经绥等(2003)对阿尔金邻区柴北缘超高压榴辉岩测得的750~800 Ma数据一致，因而能大体代表原岩形成年龄。关于高压基性麻粒岩透镜体在二长花岗片麻岩体中就位方式有2种可能：一是早期基性岩侵入于围岩中，后随围岩一起俯冲-折返，即热就位；另一种可能是基性岩片在俯冲-折返过程中，构造作用将其揉搓在一起，即冷就位。现今在高压基性麻粒岩中发现捕获的二长花岗片麻岩锆石说明热侵位可能性更大一些，这与刘良等(2007)对该带江尕勒萨依榴辉岩及其围岩相关研究认为榴辉岩为基性岩侵入围岩后，一起发生俯冲折返的结论是相互印证的。前人对阿尔金南缘西段江尕勒萨依榴辉岩地球化学研究显示岩石有“T”型大洋玄武岩性质(张建新等，2001)或似E-MORB地球化学特征的岩浆侵入围岩后形成(刘良等，2007)，笔者对环形山高压基性麻粒岩原岩地球化学特征分析也显示相似的地球化学特征(王立社等，2015b)。
这些研究表明，沿阿尔金南缘呈近东西向分布，以透镜状产于新元古代片麻岩中的环形山、江尕勒萨依、英格利萨榴辉岩、高压基性麻粒岩峰期变质时代均为500 Ma左右，这表明500 Ma左右阿尔金原特堤斯洋已经闭合。
致谢: 董云鹏、徐学义教授在文章酝酿过程中给予指导，张复新教授和刘良教授在岩石矿物鉴定及成文过程中给予帮助，样品测试得到柳小明教授及弓华栋、岳远刚、庞云龙和黑欢等同志大力支持，在此一并致谢!
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