2018, Vol. 34
造山带的形成演化包括早期大洋俯冲、闭合，大陆俯冲碰撞、折返，造山带隆升及垮塌等一系列过程(Zheng et al., 2013; Song et al., 2014)，在其不同演化阶段都可以形成各类不同规模的岩浆响应(Pitcher, 1983; Zhao et al., 2012, 2013)。近年的研究发现，大洋地壳俯冲到一定深度时，洋壳发生部分熔融形成埃达克岩(Defant and Drummond, 1990; Castillo, 2012)；深俯冲陆壳在峰期变质或早期折返阶段，会发生显著脱水乃至部分熔融产生岩浆作用(Zheng et al., 2011)；同时，陆壳深俯冲作用可导致地壳加厚，也可能引发少量同俯冲岩浆作用(Zhang et al., 2015)；深俯冲大陆地壳折返过程中发生不同尺度的部分熔融，可以形成大量的同折返岩浆岩(Zheng, 2012)；碰撞/造山后加厚造山带拉张垮塌，可以导致地幔上涌减压熔融形成镁铁质岩，同时上涌的地幔加热地壳物质，产生大规模的花岗质岩浆活动(Liégeois et al., 1998; Turner et al., 1999; Bonin, 2004; Oyhantçabal et al., 2007; 赵子福和郑永飞, 2009；李曙光等, 2013; Song et al., 2014; Wang et al., 2014)。因此，深入研究大洋俯冲、闭合，大陆碰撞/深俯冲、折返及其造山带垮塌过程中的岩浆作用，对全面理解造山带的演化过程、岩浆形成机制、壳幔相互作用及大陆地壳生长和再造等方面具有重要意义。
南阿尔金造山带是一个典型的高压-超高压变质带，经历了洋壳俯冲、大洋闭合，大陆碰撞/深俯冲及其折返抬升等一系列过程(刘良等, 1999, 2007, 2013, 2015; Zhang et al., 2001; Liu et al., 2009, 2012; 曹玉亭等, 2009, 2010, 2013; 马中平等, 2009; 孙吉明等, 2012; 杨文强等, 2012; Wang et al., 2014；康磊, 2014)。目前，在该带发现～517Ma的洋壳俯冲型埃达克岩(康磊, 2014)、～500Ma的地壳加厚型埃达克岩(孙吉明等, 2012; Kang et al., 2014; 康磊, 2014)、峰期变质时代～500Ma的陆壳深俯冲作用形成的高压-超高压变质岩石(刘良等, 1999, 2007, 2013, 2015; Zhang et al., 2001; Liu et al., 2009, 2012; 曹玉亭等, 2009, 2013; Wang et al., 2011)、～450Ma同折返镁铁质和花岗质岩浆活动(马中平等，2009; 曹玉亭等, 2010; 杨文强等, 2012; 康磊等, 2013; Wang et al., 2014；康磊, 2014)和～400Ma的造山后A型花岗岩(吴锁平等, 2007；王超等, 2008)及双峰式火山岩(Kang et al., 2015)。其中～400Ma的岩浆作用主要分布于南阿尔金基性-超基性杂岩带东段，主要包括：板块碰撞后造山带块体均衡调整引起幔源岩浆上升，引发地壳熔融产生的A型花岗岩(吴才来等, 2014)；与软流圈物质上涌及壳幔相互作用有关的A型花岗岩和双峰式火山岩(Kang et al., 2015)；反映幔源岩浆底侵及壳幔相互作用的玉苏普阿勒克塔格岩体及其内钾玄质包体(王超等, 2008)。而该带西段地区仅有吐啦地区A型花岗岩活动的报道，吴锁平等(2007)将其解释为阿尔金断裂左行走滑构造同期活动的产物。
通过野外调查，作者在南阿尔金基性-超基性杂岩带西段识别出了古生代多期岩浆活动，本文将对新解体出的泥盆纪中基性杂岩体及其内花岗质细脉的野外地质特征、岩石学、地球化学和年代学进行研究，以期确定其形成时代、源区性质和岩石成因，为深入探讨南阿尔金俯冲碰撞杂岩带的演化过程提供进一步约束。
1 区域地质背景阿尔金造山带地处青藏高原东北缘，位于塔里木盆地与柴达木盆地之间。从北至南阿尔金造山带可划分为四个构造单元(图 1a, b)：阿北地块、红柳沟-拉配泉蛇绿构造混杂岩带、米兰河-金雁山地块以及南阿尔金俯冲碰撞杂岩带(刘良等, 1999; 许志琴等, 1999; Zhang et al., 2001; Liu et al., 2012)。南阿尔金俯冲碰撞杂岩带又可划分为南阿尔金高压-超高压变质带和南阿尔金蛇绿构造混杂岩带(刘良等, 2015)。南阿尔金高压-超高压变质带位于阿尔金断裂带以北(图 1b)，超高压榴辉岩峰期变质之后又经历了高压麻粒岩相和角闪岩相两期退变质作用，其峰期变质与高压麻粒岩相退变质时代分别为～500Ma和～450Ma(Liu et al., 2009, 2012; 刘良等, 2013)。
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图 1 阿尔金造山带地质构造简图(a, b，据Wang et al., 2014)、塔什萨依地区地质简图(c)和地质剖面图(d) Fig. 1 Simplified geological maps of Altyn Tagh orogeny (a, b, after Wang et al., 2014) and Tashisayi area (c), and geological section map of Tashisayi area (d) |
南阿尔金蛇绿构造混杂岩带主要分布于阿尔金断裂附近，东起茫崖，西至阿帕，长约700km(图 1b)，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, 1999, 2015)。近年来对南阿尔金蛇绿构造混杂岩带的研究取得了许多进展，主要体现在对南阿尔金洋盆的发育、俯冲、闭合三个时限的确定方面：南阿尔金迪木那里克地区火山角砾岩622.6±1.4Ma形成年龄的获得, 为南阿尔金古洋盆开启扩张时代的上限提供了较好约束(杨文强等, 2012)；约马克其形成时代为500±1.9Ma的蛇绿岩型镁铁-超镁铁质洋壳(李向民等, 2009)和长沙沟形成时代为510.6±1.4Ma的蛇绿岩性质的辉石橄榄岩(郭金城等, 2014)的确定，表明该洋盆存在时限主体≥500Ma；南阿尔金黄土泉形成时代为517.3±1.7Ma的O型埃达克岩，为先期洋壳俯冲作用的时限提供了直接约束(康磊, 2014)；而鱼目泉加厚地壳背景下形成的混合花岗岩时代为496.9±1.9Ma，表明此时南阿尔金洋盆已经闭合(孙吉明等, 2012)。此外，对于该带碰撞/造山后岩浆作用的研究也取得较大进展，马中平等(2009, 2011)于该带长沙沟-清水泉一带厘定出形成时代为～465Ma的非蛇绿岩性质的镁铁-超镁铁质层状侵入岩，表明南阿尔金地区在中晚奥陶纪已处于后碰撞伸展背景(Wang et al., 2014; 董洪凯等, 2014)；而该带形成时代为～400Ma的A型花岗岩及局部的双峰式火山岩的发现，表明南阿尔金地区泥盆纪已处于造山后伸展背景(王超等, 2008; Wang et al., 2014; 吴才来等, 2014; Kang et al., 2015)。
2 样品产状与岩石学特征研究区位于塔什萨依玉石矿南侧，原1:20万且末一级水电站幅划为阿尔金岩群，主要由变质表壳岩、变质侵入体和变质基性火山岩系组成。我们通过野外地质调查，在该地区发现了一系列古生代侵入体，包括镁铁-超镁铁质岩体和中酸性岩体，以及少部分变砂岩、大理岩和斜长角闪岩，这些岩石变形变质较弱，与区内阿尔金岩群中的深变质岩系明显不同(Wang et al., 2013)。
本文三组辉长岩(16A-119、16A-79和16A-81)由北至南采于该剖面北部，辉长岩体北部侵入大理岩，南部与玄武岩呈断层接触关系(图 1d)。野外观察辉长岩(16A-79)为灰黑色, 辉长结构, 块状构造(图 2a, b)；镜下观察其主要矿物组合为辉石(50%～60%)、斜长石(40%～50%)、黑云母(3%～5%)及其他副矿物如磁铁矿和锆石等(图 2d)；辉石呈半自形-他形，粒径为0.3～0.8mm，少量辉石角闪石化；斜长石主要为拉长石，半自形板状，粒径为0.5～1mm，偶见斜长石包裹辉石。与样品(16A-79)相比，样品(16A-119)镜下可见斜长石包含辉石的包含结构(图 2e)，斜长石粒径较大(1～8mm)；辉石含量较高(55%～65%)，较为自形。样品(16A-81)辉石含量较低(45%～55%)，斜长石含量较高(45～55%)，且辉石蚀变严重(图 2f)。
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图 2 塔什萨依辉长岩、闪长岩及其内花岗质细脉野外产状及显微照片 (a、c)辉长岩野外露头；(b)闪长岩及其内花岗质脉野外露头；辉长岩(d-f)、闪长岩(g)和花岗质细脉(h)显微照片.Ksp-钾长石；Bi-黑云母；Py-辉石；Pl-斜长石；Q-石英；Amp-角闪石 Fig. 2 Field occurrence and microtextures of theTashisayi gabbro, diorite and granitic vein in diorite in South Altyn Tagh (a, c) field occurrence of the gabbro; (b) field occurrence of the diorite and granitic vein in diorite; Microtextures of gabbro (d-f), diorite (g) and granitic vein (h). Kfs-K-feldspar; Bi-biotite; Py-pyroxene; Pl-plagioclase; Q-quartz; Amp-amphibole |
闪长岩(16A-87)采于辉长岩体南侧，两者之间存在变砂岩和云母片岩(图 1d)；花岗质细脉(16A-86)宽度约为1～15cm，呈细脉状断续赋存于闪长岩内部(图 2c)。闪长岩(16A-87)呈灰绿色，半自形粒状结构，块状构造，镜下观察主要矿物组合为角闪石(30%～35%)、斜长石(60%～70%)和石英(< 5%)(图 2g)；角闪石呈他形或半自形柱状，弱定向分布；斜长石半自形-他形；石英呈他形填充于其他矿物颗粒间。花岗质细脉(16A-86)整体呈白色，花岗结构，块状构造，镜下观察主要矿物组合为石英(40%～50%)、钾长石(20%～30%)、斜长石(15%～25%)及少量黑云母(图 2h)。
3 样品处理和分析方法锆石的分离挑选工作在河北廊坊诚信地质服务有限公司完成，其它测试分析工作均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。
全岩主量元素分析在XRF(Rugaku RIX 2100)仪上测定，微量元素分析在Elan 6100 DRC型ICP-MS上完成，样品测试中用标样BCR-2、BHVO-1和AGV-1进行监控。进行辉长岩锆石同位素研究时，首先在双目镜显微镜下对分离出来的锆石进行挑选，选出结晶好、无裂隙及包裹体的锆石，固定于环氧树脂上并抛光至锆石颗粒露出一半。锆石的阴极发光(CL)分析在装有Mono CL3+阴极发光装置系统的场发射扫描电镜上完成，而U-Pb年龄测定及微量元素分析均在连接Geolas 2005激光剥蚀系统的Agilient 7500a型ICP-MS上进行。测定过程中激光剥蚀斑束直径为44μm，每测定5个样品点测定1次91500、GJ-1和NIST610。
数据处理运用ICPMSData8.6程序，以标准锆石91500作外标进行同位素分馏校正，元素浓度校正以NIST610位外标，Si为内标。锆石年龄协和度及加权平均年龄的绘制运用Isoplot (ver3.0)。锆石原位Lu-Hf同位素测定在Nu Plasma (Wrexham，UK)多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上完成。分析过程中激光束斑直径为44μm，Hf同位素测点点位的选取标准为与U-Pb年龄点位重合或其旁点性相近处。锆石具体分析及数据处理方法见Yuan et al. (2008)。
4 分析结果 4.1 全岩主微量地球化学特征 4.1.1 主量元素特征三组辉长岩(16A-119、16A-79和16A-81)的SiO2含量变化不大，介于50.40%～51.87%之间，属于基性岩范围(表 1)。三组样品TiO2含量介于0.29%～0.95%之间，Al2O3含量介于11.49%～19.12%之间，MgO含量介于7.22%～13.08%，Mg#介于68～80之间。在TAS图解中，样品全部落入亚碱性区域辉长岩范围之内(图 3a)；根据SiO2-FeOT/MgO图解，可进一步将其划分为钙碱性系列岩石(图 3b)。对比MgO与其它氧化物或微量元素的关系发现，三组辉长岩样品之间存在明显的的演化趋势(图 4)。当发生结晶分异时，任何岩浆的分异演化都是由富MgO向贫MgO方向演化，而且MgO的变化比SiO2更显著，残余熔浆的固结指数(SI=100MgO/(MgO+FeO+Fe2O3+Na2O+K2O))会迅速降低(周长勇等, 2005; 曹花花, 2013)，而辉长岩(16A-119)的固结指数较高(53～58)，且其Mg#(78～80)高于幔源原始岩浆的Mg#(67～73)(Frey and Prinz, 1978)，表明该样品形成过程中发生堆晶作用。辉长岩(16A-79、16A-81)固结指数SI较低(37～47)，且其Mg#(68～73)与幔源原始岩浆Mg#相似，表明该样品堆晶作用不明显。
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表 1 塔什萨依辉长岩、闪长岩和花岗质细脉主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析结果 Table 1 Major (wt%) and trace (×10-6) element compositions of gabbro, diorites and granitic veins in Tashisayi area |
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图 3 辉长岩、闪长岩及其内花岗质细脉TAS图解(a)、辉长岩和闪长岩SiO2-FeOT/MgO图解(b)和闪长岩及其内花岗质细脉A/NK-A/CNK图解(c)和SiO2-K2O图解(d) Fig. 3 TAS diagram (a) for the gabbro, diorite and granitic veins in diorite, SiO2 vs. FeOT/MgO diagram (b) for the gabbro and diorite, and A/NK vs. A/CNK diagram (c) and SiO2 vs. K2O diagram (d) for the diorite and granitic veins in diorite |
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图 4 辉长岩、闪长岩和花岗质细脉Mg#对氧化物及微量元素图解和Cr-Ni图解 Fig. 4 Mg# vs. oxide and trace element, Cr vs. Ni plots of the gabbro, diorite and granitic veins |
与辉长岩相比，闪长岩具稍高的SiO2(52.3%～53.5%)和Al2O3(17.6%～17.8%)含量，稍低MgO含量(4.69%～4.96%)含量及Mg#(57～59)(表 1)。在哈克图解中，闪长岩和辉长岩具有一致的演化趋势(图 4)。TAS图解中，样品落入二长闪长岩范围内(图 3a)，属于钙碱性-高钾钙碱性系列偏铝质岩石(图 3c, d)。花岗质细脉具较高的SiO2含量(72.4%～75.5%)和K2O/Na2O比值(2.33～2.56)，较低的Al2O3含量(12.1%～13.5%)和Mg#(32～42)(表 1)。TAS图解中，样品落入花岗岩范围内(图 3a)，属于钾玄岩系列偏铝质岩石(图 3c, d)。
4.1.2 微量元素特征塔什萨依辉长岩稀土元素总量(∑REE=36.9×10-6～83.1×10-6，表 1)较低，(La/Yb)N比值(3.25～5.86)较高，呈LREE富集、HREE亏损的右倾型配分形式(图 5a)。除辉长岩(16A-119-3)具有弱负Eu异常(δEu=0.81)外，其余辉长岩均显示正Eu异常(δEu=1.17～1.85)，暗示存在较强的斜长石堆晶作用发生，与样品明显的Sr富集特征相一致(图 5b)；与辉长岩(16A-79和16A-81)相比，辉长岩(16A-119)稀土元素总量较低。在微量元素蛛网图中，研究区辉长岩相对富集LILE(Rb、Ba、Sr)，亏损HFSE(Nb、Ta、P、Ti)(图 5b)，具岛弧岩浆特点。三组样品稀土元素配分曲线和微量元素蛛网图相似，暗示三组样品具有同源性。
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图 5 辉长岩、闪长岩及其内花岗质细脉球粒陨石标准化稀土元素配分图(a、c)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b、d)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a, c) and primitive-mantle normalized spider diagrams (b, d) of the gabbro, diorite and granitic veins in diorite (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
塔什萨依闪长岩稀土元素总量为182×10-6～190×10-6，(La/Yb)N比值为8.85～8.90，具有负Eu异常(δEu=0.85～0.86)(表 1)，呈LREE富集、HREE亏损的右倾型配分形式(图 5c)。与闪长岩相比，花岗质细脉稀土元素总量(∑REE=135×10-6～185×10-6，表 1)较低，负Eu异常和轻重稀土分馏更加显著(δEu=0.55～0.61，(La/Yb)N=14.47～16.14)(图 5c)。在微量元素蛛网图中，两者曲线特征相似，均相对富集LILE(Rb、Ba)、Th和U，亏损HFSE(Nb、Ta、P、Ti)，而花岗质细脉的P和Ti更加亏损(图 5d)，可能反映了磷灰石和钛铁矿的分离结晶作用。花岗质细脉稀土元素总量较闪长岩低，可能与花岗质细脉演化程度较高导致浅色矿物含量较高，尤其是石英含量较高有关，因为石英中稀土元素含量较低(凌锦兰等, 2014; 吴福元等, 2017)。此外，花岗质细脉和闪长岩的Nb/Ta比值不同(分别为～6和～17)，其原因可能是低镁角闪石的分离结晶能够降低残余岩浆的Nb/Ta比值(Pfänder et al., 2007)，其分离结晶作用可能使得花岗岩Nb/Ta比值降低。
4.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb定年辉长岩(16A-79和16A-119)中锆石自形程度较好，多呈板柱状，两组样品锆石粒径多为100μm左右，有明显的岩浆震荡环带(图 6)；样品锆石测点Th/U比值为0.40～0.81，均大于0.4(表 2)，显示为岩浆锆石特征。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果显示，2件辉长岩(16A-79和16A-119)测点的谐和度均较高，辉长岩(16A-79)206Pb/238U年龄集中于392～411Ma之间(表 2)，加权平均年龄为400.7±2.5Ma(图 7a)；辉长岩(16A-119)206Pb/238U年龄介于390～425Ma之间(表 2)，主体年龄加权平均值为420.4±2.5Ma(图 7b)。
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图 6 辉长岩、闪长岩及其内花岗质细脉锆石阴极发光CL图像 Fig. 6 CL image and U-Pb age of zircon from the gabbro, diorite and granitic vein in diorite |
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图 7 辉长岩、闪长岩及其内花岗质细脉LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 7 LA-ICP-MS zircon U-Pb age concordia diagrams of the gabbro, diorite and granitic veins in diorite |
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表 2 塔什萨依辉长岩、闪长岩和花岗质细脉的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果 Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating data of gabbros, diorite and granitic vein in Tashisayi area |
闪长岩和花岗质细脉中锆石自形程度较差，样品锆石粒径多为100μm左右，有明显的岩浆震荡环带(图 6)，显示为岩浆锆石特征。闪长岩锆石测点Th/U比值主体为0.41～2.60；花岗质细脉锆石测点Th/U比值介于0.14～1.02之间，主体大于0.4，以上Th/U比值均显示为岩浆锆石特征。在闪长岩和其内花岗质脉LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果中选择谐和度大于90的测点作为研究对象，闪长岩206Pb/238U年龄集中于392～423Ma之间(表 2)，加权平均年龄为406.2±4.0Ma(图 7c)；花岗质细脉206Pb/238U年龄介于377～429Ma之间(表 2)，其年龄数据为一个连续渐变的序列，可能代表了岩浆持续结晶的过程，本文选取了较小年龄集中区的加权平均值(405.1±4.1Ma)代表其形成年龄(图 7d)。
4.3 锆石Hf同位素特征本次研究对辉长岩(16A-79)、闪长岩和花岗质细脉均进行了锆石Hf同位素研究(表 3)，结果显示所测点位176Lu/177Hf比值介于0.000431～0.004472之间，表明锆石中由176Lu衰变形成的放射性成因的177Hf含量很低，因而锆石中的176Hf/177Hf值可以近似代表其结晶时的Hf同位素体系(吴福元等，2007)。计算εHf(t)以及tDM2时采用各点对应的锆石U-Pb年龄。结果显示，该辉长岩锆石176Hf/177Hf比值介于0.282437～0.282629之间，εHf(t)=-3.17～3.49，一阶模式年龄tDM1为885～1147Ma；闪长岩的锆石176Hf/177Hf比值介于0.282298～0.282576之间，εHf(t)=-8.76～0.88，一阶模式年龄tDM1为1030～1390Ma，二阶段模式年龄tDM2为1350～1945Ma；花岗质细脉的锆石176Hf/177Hf比值介于0.282277～0.282545之间，εHf(t)=-10.10～-0.58，一阶模式年龄tDM1为1051～1491Ma，二阶段模式年龄tDM2为1419～2034Ma(图 8a-c; 表 3)。
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图 8 辉长岩、闪长岩及其内花岗质细脉锆石Hf同位素εHf(t)-t图解及Sr-Nd同位素图解 Fig. 8 Zircon Hf isotopic εHf(t) vs. t and plots of the gabbro, diorite and granitic veins in diorite |
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表 3 塔什萨伊辉长岩、闪长岩和花岗质细脉的锆石Hf同位素数据 Table 3 Lu-Hf isotopic compositions of zircons from gabbro, diorites and granitic veins in Tashisayi area |
全岩Sr-Nd同位素分析结果(表 4、图 8d)显示，辉长岩显示一个富集的同位素组成，ISr范围为0.7098～0.7146，εNd(t)值为-5.5～-3.9，单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于1602～1946Ma和1460～1612Ma之间。闪长岩显示一个富集的同位素组成，ISr范围为0.7097～0.7100，εNd(t)值为-4.2～-3.9，单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于1385～1428Ma和1466～1490Ma之间。花岗质细脉显示一个富集的同位素组成，ISr范围为0.7111～0.7131，εNd(t)值为-5.3～-4.9，单阶段模式年龄(tDM1)和二阶段模式年龄(tDM2)分别变化于1327～1388Ma和1546～1581Ma之间。
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表 4 塔什萨伊辉长岩、闪长岩和花岗质细脉的全岩Sr-Nd同位素组成 Table 4 Sr-Nd isotopic compositions of gabbro, diorites and granitic vein in Tashisayi area |
塔什萨依闪长岩和辉长岩可能来自于同一源区，证据如下。首先，野外调查显示二者相距不远；其次，从哈克图解中，可以看闪长岩和辉长岩具有良好的一致性(图 4)；再次，辉长岩和闪长岩具有相似的微量元素原始地幔标准化配分曲线(图 5)；最后，闪长岩的ISr和εNd(t)值与辉长岩相似(图 8)。以上证据均表明闪长岩和辉长岩来源于同一地幔源区。此外，相对于辉长岩，闪长岩具有相对较高的MgO含量、Mg#、稀土元素总量及轻重稀土分馏程度，表明闪长岩演化程度稍高。
因闪长岩演化程度较辉长岩高，故可用辉长岩来示踪源区性质。塔什萨依辉长岩具有较低的SiO2含量(50.4%～51.9%)，较高的MgO、Cr、Ni、Sc、Co含量及Mg#值(MgO=7.22%～13.1%、Cr=44.3×10-6～1358×10-6、Ni=19.9×10-6～165×10-6、Sc=21.8×10-6～36.0×10-6、Co=35.2×10-6～48.5×10-6、Mg#=65～80)，这些地球化学特征具有幔源原始岩浆的属性(Sc=15×10-6～28×10-6、Co=27×10-6～80×10-6、Ni=90×10-6～670×10-6、Mg#=67～73；Frey and Prinz, 1978)。此外，塔什萨依辉长岩和闪长岩显示出富集LILE(Rb、Ba、Sr)和LREE，亏损HFSE(Nb、Ta、P、Ti)的地球化学特征，并具有高的La/Nb(1.53～3.27)、Ba/Nb(28.3～55.9)和Zr/Nb(6.64～13.2)比值以及低的Ce/Pb(2.45～6.19)比值，与岛弧火山岩的地球化学特征相似(Stern, 2002)，而具有这种地球化学特征的基性岩的形成主要原因是其起源于岩石圈或软流圈的部分熔融，并在其形成过程中存在壳源物质的加入(Turner et al., 1992, 1996; Wang et al., 2004; Zhang et al., 2008, 2010, 2011; 杨文强等, 2012; Yan et al., 2016)。
塔什萨依辉长岩和闪长岩具较低的TiO2(0.29%～1.10%)和Fe2O3(5.79%～9.14%)含量，与实验获得的岩石圈来源的熔体特征相近(图 9, Falloon et al., 1988; Hirose and Kushiro, 1993)；此外，二者高的ISr(0.709748～0.714594)低εNd(t)值(-5.1～-3.9)同样指示其来源于岩石圈地幔。样品HREE分馏微弱，不存在Y和Yb负异常，(La/Yb)N (3.25～8.90)和(Tb/Yb)N (1.13～1.34)比值较低，在(Tb/Yb)N-(La/Sm)N图解(图略)中，样品落在尖晶石稳定域，表明其起源于岩石圈尖晶石地幔橄榄岩的部分熔融(Watson and McKenzie, 1991; Wang et al., 2002)
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图 9 辉长岩和闪长岩Fe2O3T-SiO2图解(据Falloon et al., 1988; Hirose and Kushiro, 1993) Fig. 9 Fe2O3T vs. SiO2 plot of the gabbro and diorite (after Falloon et al., 1988; Hirose and Kushiro, 1993) |
通常认为，很高的原始地幔标准化(Th/Nb)N比值(>1)、低的(Nb/La)N比值(< 1)和明显的Nb、Ta、Ti负异常是大陆玄武岩受到地壳物质混染的标志(Saunders et al., 1992; Kieffer et al., 2004)，本文样品辉长岩和闪长岩高的(Th/Nb)PM比值(2.35～4.71，一个值为0.64除外)、低的(Nb/La)N比值(0.31～0.65)和明显的Nb、Ta、Ti负异常特征，指示样品形成过程中受到壳源物质的混染。(Th/Nb)PM-(La/Nb)PM图解可以区分这种混染物质来自于上地壳还是下地壳(Fitton et al., 1998a, b; Frey et al., 2002)，上地壳富集La和Th元素，而下地壳相对亏损Th元素(Barth et al., 2000)，由图 10可知，该辉长岩和闪长岩可能在形成过程中混染了中下地壳的物质。辉长岩和闪长岩锆石Hf同位素特征(εHf(t)分别为-3.15～3.37; -8.76～0.88)同样指示二者形成过程中存在外来物质的加入。因此，区内辉长岩和闪长岩在其岩浆演化过程中受到了地壳物质的混染。
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图 10 辉长岩和闪长岩(Th/Nb)PM-(La/Nb)PM图解 UC-上地壳; MC-中地壳; LC-下地壳 Fig. 10 (Th/Nb)PM vs. (La/Nb)PM plot of the gabbro and diorite UC-Upper crust, MC-Middle crust, LC-lower crust |
本文中形成时代为约400～420Ma的辉长岩和闪长岩的Nb含量(2.13×10-6～17.40×10-6，多数大于5×10-6)高于岛弧玄武岩(< 1.2×10-6, Xia, 2014)，暗示其可能来源于受软流圈交代的岩石圈地幔(Kepezhinskas et al., 1996; Hastie et al., 2011; Li et al., 2014)；此外，二者Zr含量(21.64×10-6～198.0×10-6)和Zr/Y比值(2.41～6.78)与大陆玄武岩(>70×10-6; >3.4, Xia, 2014)相似，其地球化学特征和板内拉张环境产出的玄武岩类似，未发生明显堆晶作用的原始岩浆(16A-79、16A-81)和闪长岩均落入板内岩浆范围内，而不是岛弧玄武岩(图 11)。因此，区内辉长岩和闪长岩起源于板内伸展背景下受软流圈交代的岩石圈地幔的部分熔融，并在形成过程中受到壳源物质的混染。
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图 11 辉长岩和闪长岩Zr-Zr/Y (据Pearce and Norry, 1979)和Y/15-La/10-Nb/8 (据Cabanis and Lecolle, 1989)图解 A-板内玄武岩；B-岛弧玄武岩；C-洋中脊玄武岩；1-钙碱性玄武岩；2-火山弧拉斑玄武岩；3-大陆弧后拉斑玄武岩；4-大陆玄武岩；5-N-MORB；6-E-MORB；7-大陆裂谷碱性玄武岩 Fig. 11 Zr va. Zr/Y (after Pearce and Norry, 1979) and Y/15-La/10-Nb/8 (after Cabanis and Lecolle, 1989) plots of the gabbro and diorite A-Within plate basalt; B-Island arc basalt; C-Mid-ocean ridge basalt; 1-Calc-alkaline basalt; 2-Volcanic-arc tholeiite; 3-Continental backarc tholeiite; 4-Continental basalt; 5-N-MORB; 6-E-MORB; 7-Alkaline basalt from inter-continental rift |
花岗质细脉的ISr值(0.711067～0.713137)和εNd(t)值(-5.3～-4.9)、εHf(t)值(-10.10～-0.58)、形成年代、稀土元素配分图、微量元素蛛网图与闪长岩相似，且花岗质细脉轻重稀土分馏程度较大，负Eu异常更加显著，结合两者野外关系(花岗质细脉呈条带状分布于闪长岩中)，推测花岗质细脉可能为闪长岩部分熔融或分异的产物。然而其形成年龄与闪长岩相近，且花岗质细脉εHf(t)值分布较为分散，并在La/Sm-La图解(赵振华, 1982)和Rb-La/Y图解(Peccerillo et al., 2003)中，花岗质细脉投影点趋势为一条大致水平的直线(图略)，表明其可能为闪长岩分异的产物。此外，从地球化学数据可以看出，闪长岩和花岗质细脉之间存在一个不连续的间隔，这可能由于低压条件下过渡组分的残余岩浆的分离结晶作用非常快，致使镁铁质端元和长英质端元之间的中间过渡成分常常出现组分上的跳跃(即Daly间隔)(Yoder, 1973; Clague, 1978; Peccerillo et al., 2003)。当然，该花岗质细脉较大的εHf(t)值范围和较高的K2O含量(5.15%～6.14%)及ISr值(0.711067～0.713137)，不排除在其形成过程中可能存在少量壳源熔融物质的加入。
5.3 构造意义目前，通过对南阿尔金高压-超高压变质岩石及岩浆岩的研究，揭示了南阿尔金构造带经历了洋壳俯冲、大洋闭合，大陆碰撞/俯冲及其抬升折返等一系列过程。～450Ma的高压麻粒岩相退变质年龄的确定，表明此时陆壳深俯冲板片已经断离并折返，并伴随幔源岩浆上涌(马中平等, 2009, 2011; Wang et al., 2014; 董洪凯等, 2014)加热地壳物质产生花岗质岩石(曹玉亭等, 2010; 杨文强等, 2012; 康磊等, 2013; 康磊, 2014)；幔源岩浆的持续上涌及底侵导致岩石圈减薄((Bonin, 2004; Oyhantçabal et al., 2007)，进而导致～400Ma的A型花岗岩及双峰式火山岩的形成(吴锁平等, 2007; 王超等, 2008; Wang et al., 2014; 吴才来等, 2014; Kang et al., 2015)。前人通过对阿尔金南缘形成时代约～400Ma的A型花岗岩和双峰式火山岩的研究，认为其为伸展背景下幔源岩浆上涌及壳幔相互作用的产物(王超等, 2008; Wang et al., 2014; 吴才来等, 2014; Kang et al., 2015)。本文所研究的辉长岩和闪长岩的形成时代为400～420Ma，岩石地球化学及同位素特征表明其起源于受软流圈交代的岩石圈地幔的部分熔融，并经历了地壳混染和分离结晶作用，由此进一步证明了南阿尔金地区在早古生代末期存在造山后板内伸展背景下的幔源岩浆活动及壳幔相互作用。
6 结论(1) 定年结果显示，塔什萨依辉长岩形成时代约为400～420Ma，闪长岩及其内花岗质细脉形成时代一致，约为400Ma，三者均属于造山后岩浆作用的产物。
(2) 样品主微量元素特征、锆石Hf同位素和Sr-Nd同位素组成显示，塔什萨依辉长岩和闪长岩起源于造山后伸展背景下软流圈交代的岩石圈地幔的部分熔融，并经历了地壳混染和分离结晶作用；而闪长岩进一步分异形成花岗质细脉，并在其形成过程中可能伴随少量壳源熔融物质的加入。
(3) 南阿尔金泥盆纪辉长岩、闪长岩和花岗质细脉进一步证明了南阿尔金早古生代末期造山后板内伸展背景下的幔源岩浆活动及壳幔相互作用。
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