2018, Vol. 34
2. Research School of Earth Sciences, Australian National University, ACT 0200;
3. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
4. Department of Civil Engineering, Technical University of Denmark, 2800 Kongens Lyngby, Denmark
2. Research School of Earth Sciences, Australian National University, ACT 0200, Australia;
3. Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
4. Department of Civil Engineering, Technical University of Denmark, 2800 Kongens Lyngby, Denmark
中亚造山带位于北部的西伯利亚克拉通和南部的华北-塔里木板块之间，西起乌拉尔山脉，穿越哈萨克斯坦、中国、蒙古，东至俄罗斯鄂霍次克海，绵延近5000km，是世界上最大的显生宙增生型造山带(Şengör et al., 1993; Jahn et al., 2000; Xiao et al., 2003, 2010; Windley et al., 2007)。从大地构造而言，中亚造山带的形成主要与古亚洲洋的闭合有关(Windley et al., 2007; Xiao et al., 2013)，涉及到前寒武纪微陆块、蛇绿混杂岩带、岛弧、陆缘弧、增生杂岩、洋岛及被动陆缘沉积物等一系列地质单元(Şengör et al., 1993; Kröner et al., 2007; Xiao et al., 2010; Xu et al., 2013; Chen et al., 2016a, b)，是一个时空跨度非常大、影响因素非常多的复杂造山事件。
阿拉善地块北缘地区(以下简称为“阿拉善北缘”)是中国境内的中亚造山带南缘中段(Yue et al., 2001)，位于华北板块和塔里木板块的连接之处，也是中亚造山带南缘和阿拉善地块的交界地带，具有非常关键的构造位置(图 1a)。兴蒙造山带晚泥盆世至早石炭世之间的构造间歇是困扰地质学者认识中亚造山带东部构造演化的难点(Chen et al., 2016a)，该岩浆间歇之后的构造环境成为争论的焦点所在(Xiao et al., 2003; Xu et al., 2013; Song et al., 2015)。在阿拉善北缘也存在同样的问题，晚泥盆世至早石炭世的岩浆作用缺失，为认识该区构造演化增添了难度(Liu et al., 2016)。一些学者认为石炭至早二叠世时，该区为俯冲增生环境，直至二叠纪中晚期俯冲才结束(张文等，2013；Zheng et al., 2014；Liu et al., 2017)，而另一些学者认为该区在石炭纪时已经进入裂谷发展阶段(党犇等，2013)。
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图 1 中亚造山带与阿拉善北缘的地理位置(a，据Jahn, 2004改绘)及阿拉善北缘恩格尔乌苏蛇绿岩带以南的地质简图(b，据Zhang et al., 2017改绘) ZSTZ (Zongnaishan-Shalazhashan Tectonic Zone)：宗乃山-沙拉扎山构造带；NLTZ (Nuoergong-Langshan Tectonic Zone)：诺尔公-狼山构造带；数据来源：①黑云母花岗闪长岩301±2Ma，LA-ICP-MS(杨奇荻等，2014)；②二长花岗岩253.5±7.9Ma，LA-ICP-MS(冉皞等，2012)；③二长花岗岩273.3±3.9Ma，花岗岩272.6±3.4Ma，花岗闪长岩273.5±4.2Ma，二长花岗岩250.8±3.3Ma，LA-ICP-MS(仵康林，2011)；④黑云母二长花岗岩250.8±2Ma，SIMS(张文等，2013)；⑤钾长花岗岩266±2Ma，辉长岩264±3Ma，花岗闪长岩254±2Ma，二长花岗岩254±2Ma，二长花岗岩251±2Ma，石英二长闪长岩250±2Ma，LA-ICP-MS(史兴俊等, 2014)；⑥辉长岩248±0.9Ma，LA-ICP-MS(徐东卓等，2014)；⑦花岗闪长岩257.9±3.1Ma，LA-ICP-MS(刘治博和张维杰，2014)；⑧黑云母斜长花岗岩268.4±0.69Ma，LA-ICP-MS(谢奋全等，2015) Fig. 1 Geographical position of the Central Asian Orogenic Belt and the northern Alxa region (a, modified after Jahn, 2004) and simplified geological map to the south of Engger Us ophiolitic belt in the northern Alxa region (b, modified after Zhang et al., 2017) |
宗乃山-沙拉扎山构造带处于恩格尔乌苏断裂带和查干础鲁断裂带之间, 是阿拉善北缘的重要组成部分。它从20世纪90年代开始被认为是火山弧，在早古生代从阿拉善地块裂解出去(王廷印等，1994b)，但关于该带的构造环境的论证一直缺乏确凿有力的证据，这也限制了学者们对该带的区域构造演化历史的理解。近年来报道的宗乃山-沙拉扎山构造带的晚古生代花岗岩类的年龄主要在301~237Ma之间，缺乏更早年龄的报道。同时，虽然这些花岗岩类在地球化学特征上多数具有类火山弧的性质，但前人结合沉积地层关系，将多数花岗岩体都判别为后碰撞型(仵康林，2011；冉皞等，2012；张文等，2013；杨奇荻等，2014；Zhang et al., 2015；史兴俊，2015；谢奋全等，2015)。在查干础鲁地区，前人报道的二叠纪火山碎屑岩和花岗闪长岩中携带有年龄为320~330Ma的岩浆锆石(Shi et al., 2016)，预示着更早一期岩浆事件的存在，但需要确切的年代学证据，且相关岩石性质需要进一步探讨。
本文对阿拉善北缘乌力吉以东的尚丹花岗闪长岩体进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，结果显示其形成于331.7±0.9Ma，是该区晚古生代花岗岩类中得到的最早年龄。我们进一步对其地球化学和同位素地球化学特征进行了分析，以期探讨其岩石学成因，为确定宗乃山-沙拉扎山构造带的构造属性及探讨阿拉善北缘晚古生代的构造演化历史提供新的依据。
1 区域地质背景阿拉善北缘由北向南存在三条大型断裂带，分别是雅干断裂带、恩格尔乌苏断裂带和查干础鲁断裂带(吴泰然和何国琦，1993；王廷印等，1994b)，根据这三条断裂带可将阿拉善北缘分为四个次级构造单元，即雅干构造带、珠斯楞-杭乌拉构造带、宗乃山-沙拉扎山构造带和诺尔公-狼山构造带(图 1b)。本文的研究区位于宗乃山-沙拉扎山构造带南侧。
宗乃山-沙拉扎山构造带东西延伸近200km，面积大于3000km2, 广泛分布晚古生代侵入岩类，包括花岗闪长岩、二长花岗岩、石英闪长岩、闪长岩和辉长岩等。前人的研究表明，宗乃山-沙拉扎山带在古生代经历了洋壳俯冲、碰撞和碰撞后的造山带循环的叠加影响，使得该地区岩浆活动频繁，形成了规模巨大的复式岩基(吴泰然和何国琦，1993；王廷印等，1994a；张文等，2013)。王廷印等(1994a)初步建立了该带在晚古生代以时间为尺度的岩浆演化系列：火山喷发(D)→辉长岩+细粒石英闪长岩+细粒花岗闪长岩侵入→火山喷发(C)→中粒花岗闪长岩+斜长花岗岩侵入→火山喷发(P)→二长花岗岩侵入→钾长石化→二长花岗岩+钾长花岗岩侵入(T)。在此基础上，后续的研究进一步细化了该带的岩浆活动期次。吕秉廷(2013)通过对乌力吉-塔木素一带的花岗岩类的研究，认为宗乃山-沙拉扎山构造带的侵入岩形成时代主要是中二叠世(268~266Ma)和晚二叠世(260~250Ma)。史兴俊等(2014)认为该带晚古生代岩浆活动可分为三期：晚石炭世末(~301Ma)、中二叠世(266~264Ma)、晚二叠世(254~250Ma)，最后一期规模最大，集中形成于约250Ma。赵泽霖等(2016)认为该带在二叠纪-三叠纪至少存在四期岩浆活动：二叠世晚期(274~273Ma)、早三叠世(252~248Ma)、晚三叠世早期(236~228Ma)和晚三叠世末期(207Ma)，且可以与诺尔公-狼山构造带已发现的岩浆事件相对比。
前寒武系基底岩石在该带出露较少，仅在西段零星散布，主要由黑云斜长片麻岩、黑云斜长变粒岩、二长浅粒岩和斜长角闪岩等组成，呈残留顶盖状产出，与阿拉善地块的中-高级变质基底相似(王廷印等，1994b；史兴俊，2015)。沉积地层方面，该带缺失下古生界地层，上古生界地层主要为阿木山组。阿木山组沉积岩整体形成于伸展环境(Yin et al., 2016)，可分为三段：下段是以浅海相中酸性火山岩、火山碎屑岩、砂岩、板岩为代表的火山岩-碎屑岩建造；中段包括砾状灰岩、鲕粒灰岩、砂质灰岩和含生物化石的砂岩，为浅海相碳酸盐岩建造；上段由粉砂质页岩-砂岩-含砾砂岩-砾岩组成。阿木山组中下段的火山-沉积建造反映了火山弧及弧后盆地沉积组合的特征，上段被认为是一套陆相磨拉石建造，代表着海水退出该区(张文等，2013)。
2 样品描述尚丹岩体位于内蒙古阿拉善左旗乌力吉以东约25km，在查干础鲁的北侧，构成阿布德仁太山的主体。岩体主要位于查干础鲁混杂带范围内，与阿木山组为断层接触，但难以判断二者之间的关系。岩体呈岩株产出，出露面积约10km2，规模较小，岩相分带不明显，存在后期的火山岩墙侵入其中(Shi et al., 2016)。前人对尚丹岩体的研究较少，近年来仅Shi et al. (2016)进行过定年工作，结果为290±3Ma(MSWD=7.7，n=21)，但缺乏相应的地球化学分析和岩石成因研究。我们的样品采集于三个点位，共11件(ALS15-154~ALS15-164)(图 2)。尚丹花岗岩体的岩性为花岗闪长岩，灰白色，块状构造(图 3a, b)，镜下表现为花岗结构，主要矿物成分为斜长石40%~45%，石英25%~30%，碱性长石10%~15%，黑云母5%~10%，角闪石约5%，其中斜长石发育卡式双晶、聚片双晶以及环带构造，碱性长石中微斜长石发育格子双晶，条纹长石可见出溶现象，石英自形程度最差，呈他形充填，可见波状消光，副矿物有磁铁矿、锆石等(图 3c, d)。
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图 2 尚丹地区地质图(据宁夏地质局区域地质调查队，1980①改绘) 数据来源：花岗闪长岩331.7±0.9Ma，LA-ICP-MS(本研究)；花岗闪长岩290±3Ma，英安岩254±3Ma，LA-ICP-MS(Shi et al., 2016)；辉长岩275±3Ma，SHRIMP(Zheng et al., 2014) Fig. 2 Geological map of the Shangdan area |
① 宁夏地质局区域地质调查队.1980. 1：20万乌力吉幅地质图
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图 3 尚丹花岗闪长岩体的野外特征照片(a、b)和正交偏光镜下特征照片(c、d) Bt-黑云母; Hbl-角闪石 Fig. 3 Field photographs (a, b) and photomicrographs under crossed nicols (c, d) of the Shangdan granodiorite |
选取样品ALS15-157进行LA-ICP-MS锆石U-Pb定年(表 1)。样品的分选在廊坊市晨硕岩矿检测技术服务有限公司完成。锆石的制靶在北京凯德正科技有限公司完成，将锆石样品置于环氧树脂上，通过打磨和抛光将靶上的大部分锆石暴露出中心。上机测试前依次进行反射光、透射光和阴极发光(CL)照相，以选择最佳的待测部位。锆石原位U-Pb年龄测定在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，测试仪器为电感耦合等离子体质谱仪(Agilent 7500c)。激光剥蚀束斑直径为32μm，激光能量密度为10J/cm2，剥蚀频率为5Hz。样品的同位素比值和元素含量的数据处理采用GLITTER4.4.2软件，加权平均年龄的计算及谐和图的绘制使用Isoplot/Ex(3.0)(Ludwig，2003)完成。详细的分析步骤和数据处理方法参照袁洪林等(2003)。
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表 1 尚丹花岗闪长岩体(样品ALS15-157)LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果 Table 1 LA-ICP-MS zircons U-Pb isotopic composition of the Shangdan granodiorite (Sample ALS15-157) |
选取ALS15-154、-157、-158、-159、-162、-163这6件样品进行地球化学分析(表 2)。主量元素测定在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室进行，采用碱熔法获得均质玻璃体，应用XRF分析方法测定，测试仪器为美国Thermo Electron公司的ARL ADVANTXP+扫描型波长色散X射线荧光光谱仪，测试精度在1%以内。微量元素和稀土元素含量在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室进行，采用高压釜酸溶法，应用ICP-MS分析方法测定，测试仪器为美国AGILENT科技有限公司的Agilent 7500Ce ICP-MS，测试精度可达5%，Nb、Ta、Zr、Hf的精度为10%。详细分析流程参照刘颖等(1996)。
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表 2 尚丹花岗闪长岩体主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)分析结果 Table 2 Measured results of major (wt%) and trace (×10-6) elements of the Shangdan granodiorites |
选取ALS15-157进行锆石Lu-Hf同位素测定(表 3)。实验在天津地质矿产研究所同位素实验室完成，使用仪器为激光取样系统(LA-MC-ICP-MS)和Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪，采用8~10Hz的激光频率、100mJ的激光强度和50μm的激光束斑直径。为使Hf同位素分析与锆石年龄分析相对应，并避免锆石被激光击穿，锆石Hf同位素的分析点与锆石U-Pb年龄分析点位于同一颗锆石晶体的邻近位置或相似环带结构处。176Lu的衰变常数采用1.867×10-11/y(Söderlund et al., 2004)。球粒陨石的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf的比值分别为0.0332和0.282772(Blichert-Toft and Albarède, 1997)，亏损地幔的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf的比值分别为0.0384和0.28325(Griffin et al., 2000)，176Lu/177Hf平均地壳为0.0125(Chauvel et al., 2014)，具体测试过程见耿建珍等(2011)。
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表 3 尚丹花岗闪长岩体(样品ALS15-157)LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素分析结果 Table 3 LA-MC-ICP-MS zircons Hf isotopic composition of the Shangdan granodiorite (Sample ALS15-157) |
选取ALS15-154和ALS15-163进行全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素测定(表 4)。实验在中国科学院地质与地球物理研究所固体同位素实验室完成，测试仪器为德国Thermo Scientific公司制造的Triton Plus型质谱仪，详细分析流程见Li et al.(2015, 2016)。Rb-Sr和Sm-Nd的全流程空白分别低于250×10-9 和100×10-9 。同位素比值分别通过标准化至86Sr/88Sr=8.375209和146Nd/144Nd=0.7219来进行同位素质量分馏校正。Sr、Nd同位素的国际标样NBS-987、JNdi-1的测定值用于检验数据采集周期中实验仪器的稳定性，其测定值分别为：NBS-987的87Sr/86Sr=0.710243±11 (2σ)，JNdi-1的143Nd/144Nd=0.512098±9 (2σ)。用于检测分析过程精确度的美国地质勘探局(USGS)参考材料BCR-2的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd分别为0.705004±12 (2σ)和0.512623±10 (2σ)，BCR-2的数据与通过TIMS测定的数据表现出良好的一致性(Li et al., 2015, 2016)。
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表 4 尚丹花岗闪长岩体全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素组成 Table 4 Rb-Sr and Sm-Nd isotopic compositions measured for the Shangdan granodiorite samples |
来自尚丹岩体的花岗闪长岩(ALS15-157)的锆石颗粒自形-半自形、无色、透明-半透明，长短轴比值为1：1~3：1，部分颗粒可见包体或少量裂隙。在CL图像中，多数锆石具有明显的韵律环带(图 4a)。选取32颗锆石进行32个测点的U-Pb定年分析，测试位置避开了裂隙和包体，锆石Th/U比值的测试结果在0.44~0.72之间(表 1)。综合锆石的颗粒形态、结构及Th/U比值，多数锆石颗粒应为岩浆锆石(Corfu et al., 2003；吴元保和郑永飞，2004)。32个测点的206Pb/238U年龄分布在340~326Ma，均为谐和年龄，所有测点得到加权平均年龄为331.7±0.9Ma (MSWD=0.19)(图 4b)，我们将其解释为岩体的结晶年龄。
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图 4 尚丹花岗闪长岩体ALS15-157的锆石阴极发光图像(a)和U-Pb年龄谐和图(b) U-Pb年龄测点(白色圆圈)和Hf同位素测点(黄色圆圈) Fig. 4 CL images (a) and U-Pb concordia diagram (b) of zircons from the Shangdan granodiorite (Sample ALS15-157) |
计算涉及主量元素的指标或参数所使用的数据均经无水化处理。尚丹花岗闪长岩体的SiO2含量变化较小(66.07%~68.15%)，为中酸性岩，MgO为1.88%~2.17%，具较高的Mg#(47.3~49.0)，Al2O3含量为15.35%~15.98%，A/CNK < 1，A/NK > 1 (表 2)，为准铝质(图 5a)。TAS图解(图 5b)上岩石分类为花岗闪长岩，都属于亚碱性系列，Na2O/K2O为1.66~2.51，富钠。在K2O-SiO2图解(图 5c)上全部属于中钾钙碱性系列。里特曼指数σ=1.21~1.40，AR=1.74~1.88(Wright, 1969)，属于钙碱性。在(Na2O+K2O-CaO)-SiO2图解(图 5d)中属于钙质，CaO/Na2O > 1，富钙。稀土元素总量较低(78.44×10-6~96.14×10-6)，δEu为0.83~1.09，Eu存在弱负-正异常。轻、重稀土元素比值为7.81~8.92，(La/Yb)N为5.30~6.62，在球粒陨石标准化的稀土元素配分模式图(图 6a)中，样品显示出较明显的轻、重稀土分异趋势，其中(La/Sm)N=3.01~3.46，轻稀土分异较明显，(Gd/Yb)N=1.39~1.57，重稀土分异不明显。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图 6b)中，所有样品表现出同源演化的特征，富集Rb、Th、K、Zr、Hf等，亏损Ba、Nb、Ta、P、Ti等。
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图 5 尚丹花岗闪长岩体的A/NK-A/CNK图解(a, 据Maniar and Piccoli, 1989)、TAS图解(b, 据Middlemost, 1994)、K2O-SiO2图解(c, 据Peccerillo and Taylor, 1976)和(Na2O+K2O-CaO)-SiO2图解(d, 据Frost et al., 2001) Fig. 5 Diagrams of A/NK vs. A/CNK (a, after Maniar and Piccoli, 1989), TAS (b, after Middlemost, 1994), K2O vs. SiO2 (c, after Peccerillo and Taylor, 1976) and Na2O+K2O-CaO vs. SiO2 (d, after Frost et al., 2001) of the Shangdan granodiorites |
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图 6 尚丹花岗闪长岩体球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spidergram (b) of the Shangdan granodiorites (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
选取ALS15-157进行LA-MS-ICP-MS锆石Hf同位素分析，εHf(t)=+0.30~+5.27，176Lu/177Hf比值为0.000707~0.001663，176Hf/177Hf比值为0.282580~0.282723，tDM1为0.95~0.75Ga，tDM2为1.32~1.00Ga (表 3)。
4.4 全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素选取ALS15-154和ALS15-163进行全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素测定(表 4)，测试结果如下：87Sr/86Sr分别为0.708841±16和0.708532±13，143Nd/144Nd分别为0.512439±9和0.512450±8。87Rb/86Sr分别为0.8234和0.6976，147Sm/144Nd分别为0.1291和0.1316。经计算，ISr分别为0.704954和0.705239，εNd(t)分别为-1.02和-0.91，tDM1为1.30~1.28Ga，tDM2为1.17~1.16Ga。
5 讨论 5.1 岩体形成时代关于尚丹岩体的形成时代，前人主要根据岩石对比和接触关系，推断其形成于二叠纪(宁夏地质局区域地质调查队，1980)。该岩体南北两侧分别与阿木山组下段和中段呈断层接触，但接触带遭受风化剥蚀和沙土覆盖，很难根据相对年代学来验证宁夏地质局当时得出的结论。因此，尚丹岩体的形成时代并未被很好地限定，需要同位素年代学的证据。
根据对尚丹花岗闪长岩中32颗锆石的U-Pb定年，我们得到的岩体结晶年龄为331.7±0.9Ma (MSWD=0.19)，属于早石炭世，为研究区内获得的最早的晚古生代岩浆岩年龄。该年龄早于Shi et al. (2016)获得的年龄(290±3Ma，MSWD=7.7，n=21)，指示该区可能存在更早一期的岩浆事件。在宗乃山-沙拉扎山构造带，虽然早石炭世的岩体年龄鲜有报道，但一些较年轻岩体中所携带的石炭纪结晶锆石预示了该期岩浆事件的存在(仵康林，2011；史兴俊，2015；Shi et al., 2016)，本文获得的岩体年龄是对该期岩浆活动的证实。因此，我们认为宗乃山-沙拉扎山构造带的确存在一期早石炭世的岩浆事件。
根据最新的地层学研究结果，阿木山组形成于晚石炭世-早二叠世(Yin et al., 2016；张玉清和张婷，2016)。因此，我们认为尚丹花岗闪长岩体的侵位应早于阿木山组下段的沉积，之后经过构造作用和风化剥蚀而出露地表。
5.2 岩石成因对于早石炭世的岩浆事件，前人之前只是根据地层中含有这一时期的锆石进行推测(Shi et al., 2016)，并无确凿的岩体年龄证据，因此，研究尚丹岩体的岩石成因具有重要的地质意义。尚丹花岗闪长岩体的A/CNK和A/NK值表明其为准铝质，Na2O/K2O > 1、CaO/Na2O > 1，说明岩体富钠、富钙。中等含量的硅(SiO2=66.07%~68.15%)、较高的Mg#(47.3~49.0)和中等的钾含量(K2O=1.55%~2.21%)，表明其是一个未分异的中钾钙碱性花岗闪长岩体。在(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解(图 7a)中，尚丹花岗闪长岩体属于未分异型花岗岩类，也说明其未分异或分异程度很低。结合其中等硅含量、准铝质、钙质、富钠、A/CNK < 1.1的地球化学特征及含黑云母、角闪石的岩相学特征，我们判断其属于Ⅰ型花岗岩类(Chappell and White, 2001)。
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图 7 尚丹花岗闪长岩体的(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)图解(a, 据Whalen et al., 1987)和Sr-Yb图解(b, 据张旗等，2006a) Fig. 7 (Ka2O+Na2O)/CaO vs. Zr+Nb+Ce+Y diagram (a, after Whalen et al., 1987) and Sr vs. Yb diagram (b, after Zhang et al., 2006b) of the Shangdan granodiorites |
钙碱性Ⅰ型花岗岩类的成因有以下几种可能：(1)幔源基性母岩浆同化混染分离结晶的产物；(2)中基性岩浆岩重熔；(3)幔源岩浆和壳源岩浆混合成因(Depaolo, 1981；Li et al., 2007；Zhang et al., 2017)。尚丹岩体中未发现明显的暗色捕掳体，不存在同深成岩墙，与阿拉善地块内部壳幔混合成因的含镁铁质微粒包体花岗岩类不同(Dan et al., 2014)，因此不具有典型岩浆混合成因的特征(吴福元等，2007)。尚丹岩体的镁铁含量中低，说明在岩浆形成过程中幔源物质参与较少。所有分析样品的Nb/La值小于1，Sm/Nd值小于0.3，表明岩体源区有陆壳物质参与(陈德潜和陈刚，1990)。同时，岩体富集Zr、Hf等亲石元素，这是大陆地壳的特征。Eu未出现明显负异常，中稀土元素亦未出现明显亏损，并在岩石薄片中发现角闪石，说明源区斜长石、角闪石未发生明显分离结晶，因此岩浆很可能形成于中下地壳(中基性岩浆岩)的部分熔融。Nb-Ta-Ti的亏损与含Ti矿物(金红石、榍石、钛铁矿等)的分离结晶有关，这是火山弧型花岗岩的典型特征(Kelemen et al., 1993)。
同位素地球化学特征可以示踪岩浆形成的源区，具有一定的指示意义。尚丹花岗闪长岩体具有较低的ISr值(0.704954、0.705239)和弱负的εNd(t)值(-1.02、-0.91)，Nd同位素一阶段模式年龄为1.30~1.28Ga，指示着古老地壳物质的再循环，但没有出现像华北克拉通基底再循环那样的极负εNd(t)值，说明可能存在微陆块形式的中新元古代基底(Zhang et al., 2015)。同时，其锆石εHf(t)值为+0.30~+5.27，Hf同位素二阶段模式年龄为1.32~1.00Ga，说明尚丹地区的主要地壳生长期是中新元古代。其模式年龄与史兴俊等(2016)报道的宗乃山基底年龄(1.4~1.5Ga)相近但略年轻(图 8)，且锆石εHf(t)值投点略高于古老地壳演化线，说明可能来自该基底地壳的重融，但受到少量幔源物质的影响。幔源物质的影响在阿拉善地块及其北缘的晚古生代花岗岩类的成因中有广泛体现(史兴俊等，2014；Liu et al., 2017)。宗乃山-沙拉扎山地区尚未发现更古老的变质基底，可能与阿拉善地块不具有亲缘性(史兴俊等，2016)，但从阿拉善地块北部(巴音诺尔公地区)的Hf同位素数据来看，尚丹岩体也有可能是该地区前寒武基底的重熔产物(图 8)。总的来说，尚丹花岗闪长岩很可能形成于中新元古代中下地壳的重熔再造。
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图 8 尚丹花岗闪长岩体(样品ALS15-157)中锆石的εHf(t)对U-Pb年龄图解(据Yang et al., 2006; Chen et al., 2016a) 数据来源：兴蒙造山带东部的数据来自Yang et al. (2006)；宗乃山基底的数据来自史兴俊等(2016)；阿拉善地块西部(北大山、龙首山地区)的数据来自Zhang et al. (2013)；阿拉善地块北部(巴音诺尔公地区)的数据来自耿元生和周喜文(2011)、Dan et al. (2014) Fig. 8 Diagram of zircons εHf(t) vs. U-Pb age for the Shangdan granodiorite (Sample ALS15-157) (after Yang et al., 2006; Chen et al., 2016a) |
中下地壳的部分熔融需要升温、降压和/或流体的参与。花岗质岩浆的上升就位过程一般被认为是绝热的，因此岩浆的形成温度可以用岩浆早期结晶的温度来近似，目前的主要方法之一是锆饱和温度法(Watson and Harrison, 1983；吴福元等，2007)。经过计算，尚丹花岗闪长岩体的锆饱和温度TZr为756~774℃，属于低温花岗岩的范畴。较低温花岗岩的形成常与流体的加入有关(Miller et al., 2003)。此外，尚丹花岗闪长岩体的全岩Sr含量为231×10-6~332×10-6，Yb含量为1.7×10-6~2.14×10-6，在Sr vs. Yb图解(图 7b)中属于低Sr低Yb-低Sr高Yb的范围，说明岩浆形成于中低压(~0.8GPa)的环境下(张旗等，2006b)。因此，该岩浆形成时可能并未受到高温地幔热源的影响，而是在减压环境下受到流体的影响。
5.3 构造意义在兴蒙造山带和阿拉善北缘地区，早中古生代俯冲增生过程之后都存在着晚泥盆世至早石炭世的岩浆停歇期(Chen et al., 2016a; Liu et al., 2016)，地质学者们对岩浆停歇期之后的构造演化的认识一直存在着较大争议。本研究在阿拉善北缘的宗乃山-沙拉扎山构造带获取了最早的晚古生代岩体年龄，对于其构造环境的讨论分析将有助于理解阿拉善北缘在晚古生代的构造演化历史。
中亚造山带在新元古代-中生代的长期增生造山过程中发生了大规模的地壳生长，大量发育具有年轻模式年龄的岩浆岩(Wu et al., 2000; Jahn, 2004)。从Hf同位素特征可以看出，尚丹花岗闪长岩体的εHf(t)值与兴蒙造山带东部的岩浆岩相近(图 8)，且模式年龄相对年轻。史兴俊(2015)统计了宗乃山带面积最广的二叠纪末-早三叠世沙拉套尔汗-沙拉扎山侵入岩的Hf同位素数据，包括花岗岩类和辉长岩的锆石绝大部分也都具有正的εHf(t)值(+3.3~+11.6)和相对年轻的模式年龄(1.06~0.53Ga)；Zhang et al. (2015)对于宗乃山带和诺尔公带的岩浆岩锆石捕掳晶的研究也表明，前者相比后者具有更年轻的年龄分布和Hf模式年龄(1.8~0.5Ga)。因此，从构造归属上而言，尚丹岩体所在的宗乃山-沙拉扎山构造带属于中亚造山带的范畴，仅从同位素证据来看可以与兴蒙造山带对比。
尚丹岩体属于Ⅰ型花岗岩类，该类型的岩石一般形成于岛弧和活动大陆边缘(吴福元等，2007)。该岩体具有明显的Nb-Ta-Ti亏损特征，显示出岛弧相关的地球化学特征。(La/Yb)N小于20，说明轻重稀土分馏较差，具有汇聚型板块边缘环境花岗岩侵位的特征(Martin, 1987)。利用花岗岩的构造判别图解可以进一步分析尚丹花岗闪长岩体的形成环境。在Harris et al. (1986)的Rb-Hf-Ta三角图解(图 9a, b)中和Pearce图解(图 9c, d)中，尚丹花岗闪长岩体均属于火山弧型；在R1-R2图解(图 9e)中，样品点全部落在板块碰撞前的范围内；在Rb/Zr-Nb图解(图 9f)中，尚丹花岗闪长岩体属于成熟度较低的初始钙质或普通钙碱性大陆弧花岗岩，332Ma的年龄也证明其可能是大洋俯冲早中期的岩浆活动产物。利用锆饱和温度法得到的较低的岩浆形成温度也反映了尚丹岩体很可能形成于富含流体的俯冲环境中。以上分析表明：尚丹花岗闪长岩体形成于俯冲岛弧环境中。
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图 9 尚丹花岗闪长岩体构造环境判别图解 (a) Rb/10-Hf-Ta×3三角图解(Harris et al., 1986)、(b) Rb/30-Hf-Ta×3三角图解(Harris et al., 1986)、(c) Nb-Y图解(Pearce et al., 1984)、(d) Rb-(Y+Nb)图解(Pearce et al., 1984)、(e) R1-R2图解(Batchelor and Bowden, 1985)和(f) Rb/Zr-Nb图解(Brown et al., 1984) Fig. 9 Diagrams for discriminating tectonic settings of the Shangdan granodiorite |
关于以恩格尔乌苏蛇绿岩带为代表的古亚洲洋在该区的俯冲方向，目前已经形成了比较一致的认识，即古亚洲洋由北向南俯冲(吴泰然和何国琦, 1993; Feng et al., 2013; Zheng et al., 2014)。主要有以下三个方面的证据：(1)构造环境重建方面，恩格尔乌苏蛇绿岩带所代表的古亚洲洋、宗乃山-沙拉扎山岛弧带、查干础鲁蛇绿岩带所代表的弧后盆地和阿拉善地块北缘构成由北向南的沟-弧-盆-陆缘体系，更符合向南的俯冲方向(吴泰然和何国琦, 1993)；(2)地球化学方面，恩格尔乌苏蛇绿岩中的玄武岩具有N-MORB特征，与古大洋相对应，而查干础鲁蛇绿岩中的辉长岩则来源于受俯冲流体影响的亏损地幔，应形成于弧后盆地环境(Zheng et al., 2014)；(3)沉积学方面，查干础鲁一带仅沉积了阿木山组，随即闭合(张文等，2013)，而恩格尔乌苏地区的洋盆沉积一直持续到晚二叠世早期(谢力等，2014)。三个方面的证据同时反映了古亚洲洋在该区为向南俯冲，我们获得的早石炭世花岗闪长岩应形成于该构造体制。
王廷印等(1994a)报道了宗乃山-沙拉扎山构造带花岗岩基轴部的已普遍变质为黑云母斜长片麻岩的安山岩中411Ma的锆石U-Pb年龄，以及花岗闪长岩中357±81Ma的Pb-Pb年龄和352Ma的U-Pb谐和年龄，认为北侧洋壳的俯冲作用至少始于早泥盆世。近年来，其他学者在该带也陆续发现一些被认为形成于俯冲岛弧环境的花岗岩类：杭嘎勒晚二叠世(253.9±7.9Ma)二长花岗岩(冉皞等，2012)，金长山早二叠世(294.6±1.6Ma)花岗闪长岩(陈炜等，2013)，乌力吉-塔木素一带晚二叠世-早三叠世(268~249.7Ma)花岗岩类(吕秉廷，2013)，杭嘎勒晚二叠世(257.9±3.1Ma)花岗闪长岩(刘治博和张维杰，2014)，温都尔毛道晚石炭世(301±2Ma)黑云母花岗闪长岩(杨奇荻等，2014)，宗乃山东南缘晚二叠世(268.4±0.69Ma)片麻状花岗岩(谢奋全等，2015)。本研究报道的年龄为331.7±0.9Ma的尚丹花岗闪长岩体略早于上述花岗岩类，且其地球化学特征具有岛弧相关性，因此很可能代表一次俯冲过程。Han et al. (2016)通过总结对比华北和塔里木克拉通北缘锆石Hf同位素的时间演化趋势，提出古亚洲洋在华北和塔里木北缘的俯冲分为两个阶段，早中古生代为前进型俯冲，晚古生代(~400Ma之后)为后退型俯冲，与本文推断的构造背景一致。在尚丹岩体南侧的查干础鲁一带，出露形成于伸展环境的阿木山组(Yin et al., 2016)，沉积时限为晚石炭世至早二叠世，略晚于本文获得的花岗闪长岩年龄，并具有典型的弧后盆地沉积特征(张文等，2013)。这种从中下地壳减压熔融形成花岗岩类过渡至弧后盆地的时间演化特征，以及二者空间位置上的相邻性，都与后退型俯冲形成的伸展环境非常契合，而本文所获得的331.7±0.9Ma的尚丹花岗闪长岩是在宗乃山-沙拉扎山构造带对这一俯冲体制的首次响应，其较老的年龄和较小的规模可能指示着后退型俯冲的初始阶段。
6 结论(1) 根据LA-ICP-MS锆石U-Pb定年，尚丹花岗闪长岩体的年龄为331.7±0.9Ma，为宗乃山-沙拉扎山构造带报道的最早的晚古生代岩体年龄。
(2) 尚丹花岗闪长岩体为钙碱性Ⅰ型花岗岩，具有准铝质、钙质、富钠的特点。结合地球化学和同位素特征，尚丹花岗闪长岩体主要来源于中新元古代中下地壳的部分熔融，并可能有少量幔源物质的加入。
(3) 尚丹花岗闪长岩体具有岛弧相关的地球化学特征，构造判别图解显示其形成于俯冲岛弧环境。结合前人研究，我们推断其形成于阿拉善北缘古亚洲洋向南的后退型俯冲体制之下，是宗乃山-沙拉扎山构造带在石炭二叠纪时期对该构造体制的首次响应。
致谢 感谢两位匿名审稿人对文稿提出的非常具有建设性的评审意见；感谢北京大学地球与空间科学学院杨斌、古丽冰、马芳等老师，中国科学院地质与地球物理研究所李潮峰等老师，天津地质矿产研究所周红英等老师在地球化学实验、锆石U-Pb定年测试以及同位素地球化学测试中给予的帮助。
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