北阿尔金蛇绿混杂岩带中斜长花岗岩的成因及其地质意义*

盖永升 刘良 康磊 杨文强 廖小莹 王亚伟

GAI YongSheng，LIU Liang＊＊，KANG Lei，YANG WenQiang，LIAO XiaoYing and WANG YaWei

大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 710069

State Key Laboratory of Continental Dynamics，Department of Geology，Northwest University，Xi’an 710069，China

2014-10-16 收稿，2015-07-10 改回.

1 引言

大洋斜长花岗岩最早是由Coleman and Peterman (1975)提出，认为它是由洋中脊的玄武质岩浆于低压条件下在结晶分异的晚期形成的。进一步的研究表明，产于蛇绿岩中的斜长花岗岩主要可分为以下几种成因类型:1)在洋中脊由地幔玄武质岩浆在低压条件下结晶分异形成;2)辉长岩的部分熔融;3)拉斑玄武质岩浆演化过程中发生不混溶作用形成;4)遭受热液蚀变的岩墙等发生部分熔融形成(Coleman and Donato，1979;Aldiss，1981;Flagler and Spray，1991;Pallister and Knight，1981;Koepke et al.，2007)。其中，许多学者研究认为，洋壳在遭受热液流体的蚀变及下部岩浆房热的共同作用下发生部分熔融是斜长花岗岩的重要形成机制(Brophy and Pu，2012;France et al.，2010;Gillis and Coogan，2002;Koepke et al.，2004，2005，2007)。此外，也有研究发现蛇绿岩中的花岗质岩石还可以是俯冲带环境下洋壳俯冲到一定深度(＞60km)时发生部分熔融形成的，此类花岗岩多具有埃达克岩的特征(李武显和李献华，2003;刘敦一等，2003);当大洋岩石圈仰冲到大陆岩石圈之上时，其下的大陆沉积物发生部分熔融形成花岗质岩浆侵位到洋壳中也可以成为蛇绿岩的一部分(Jafri et al.，1995;李武显和李献华，2003)。虽然蛇绿岩中的花岗质岩石所占比例很少(＜10%)，但通过研究这些花岗岩的具体成因，对探讨蛇绿岩带的形成与演化具有重要意义。

红柳沟-拉配泉蛇绿混杂岩带是阿尔金造山带的重要组成部分。近年来，前人对红柳沟-拉配泉一带出露的蛇绿岩进行了大量的研究，取得了一系列成果。郭召杰等(1998)获得阿北半鄂博辉长岩的Sm-Nd 等时线年龄为829Ma，但张旗和周庆国(2001)认为其所采岩石并非蛇绿岩的成员;刘良(1999)通过对该区变玄武岩与枕状玄武岩进行研究，认为其分别具有洋中脊和洋岛玄武岩的特征，并得出其Sm-Nd 等时线年龄分别为508 ±41Ma ～512 ±30Ma 及524 ±44Ma;车自成等(2002)获得贝克滩洋岛玄武岩Sm-Nd 等时线年龄为534Ma;修群业等(2007)通过对阿北恰什坎萨依沟中枕状玄武岩进行研究，获得其单颗粒锆石TIMS U-Pb 年龄为448.6±3.3Ma;杨经绥等(2002，2008)对红柳沟蛇绿岩进行了岩相学研究，发现了一套代表洋中脊环境的席状岩墙群，并得出蛇绿岩中辉长岩SHRIMP 年龄为479 ±8Ma。最近，高晓峰等(2012)在红柳沟西缘发现了一套斜长花岗岩，其锆石U-Pb 年龄为512.1 ±1.5Ma，认为该斜长花岗岩形成于洋壳运移过程中含水条件下的部分熔融，其年龄可以代表红柳沟-拉配泉有限洋盆中蛇绿岩的年龄。而前人通过对区内花岗质岩石进行研究，得出其侵入体时代跨度在500 ～431Ma之间(陈宣华等，2003;吴才来等，2005，2007;陆松年等，2009;康磊等，2011)，结合北阿尔金蓝片岩和榴辉岩491 ～513Ma 的白云母、钠云母Ar-Ar 年龄(张建新等，2007)，认为北阿尔金洋盆经历了513 ～481Ma 的洋壳俯冲及474 ～431Ma 的碰撞及碰撞后伸展阶段(吴才来等，2005，2007;戚学祥等，2005;康磊等，2011;韩凤彬等，2012)。虽然现今普遍认为北阿尔金蛇绿岩的形成年代为中寒武世，但蛇绿岩本身可以形成于洋盆演化的不同阶段，从洋盆初始裂解到洋盆关闭的晚期(Dilek and Furnes，2014)，因此，目前关于北阿尔金红柳沟-拉配泉洋盆的确切开启时代仍然没有统一的认识。本文通过对发现于北阿尔金恰什坎萨依剖面南端的斜长花岗岩进行岩石学、锆石U-Pb 年代学、地球化学及同位素方面的研究，结合蚀变辉绿岩的地球化学数据，拟深入探讨该斜长花岗岩的成因类型及其和蚀变辉绿岩所反映的构造意义，为北阿尔金蛇绿岩以及红柳沟-拉配泉洋盆的形成时限提供进一步的约束。

2 区域地质背景及样品岩石学特征

阿尔金造山带位于青藏高原东北缘，地处塔里木盆地与柴达木盆地之间。从北至南可将阿尔金造山带分为四个构造单元(图1a):阿北地块(主要为古元古-新太古代角闪岩至麻粒岩相变质杂岩)、红柳沟-拉配泉蛇绿混杂岩带、米兰河-金雁山地块(主要为古元古界变质岩、大理岩及新元古界厚层叠层石灰岩组成)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)。其中南阿尔金俯冲碰撞杂岩带又可划分为南阿尔金高压-超高压变质带以及阿帕-茫崖蛇绿构造混杂岩带(刘良等，2009;杨文强等，2012)。

图1 阿尔金造山带地质构造简图(a)和北阿尔金巴什考供地区地质简图(b)(据康磊等，2011 修编)Fig.1 Simplified geological maps of Altyn Tagh orogen (a)and North Altyn Tagh ophiolite belt (b)(modified after Kang et al.，2011)

红柳沟-拉配泉蛇绿混杂岩带是北阿尔金一条重要的近东西向构造带(图1b)，宽约20km，主要由蛇绿岩，深海、半深海碎屑岩，碳酸盐岩、浅变质火山岩以及HP/LT 变质岩组成。其中蛇绿岩主要包括辉长岩、基性-超基性岩脉或岩墙、枕状玄武岩、细碧岩以及硅质岩、凝灰岩等，具有过渡型洋中脊玄武岩及洋岛玄武岩的性质(刘良，1999;车自成等，2002;杨经绥等，2002，2008);变质岩出露于贝壳滩东侧，主要包括HP/LT 副变质蓝片岩及含硬柱石榴辉岩，多呈透镜体状就位于俯冲增生杂岩中(车自成等，1995;刘良等，1999;张建新等，2007);花岗岩体多呈带状分布于蛇绿混杂岩带南北两侧，研究表明其形成与洋壳俯冲、陆陆碰撞及碰撞后伸展等构造环境有关(吴才来等，2005，2007;戚学祥，2005;康磊等，2011)。

本次样品采于红柳沟蛇绿混杂岩带南缘，采样点GPS 坐标为39°3.026＇N，90°32.725＇E。野外观察斜长花岗岩岩体呈灰白色，呈不规则脉状和透镜体状产出于蚀变辉绿岩中，花岗岩体内部可见蚀变辉绿岩捕虏体(图2a，b)。斜长花岗岩为细粒花岗结构，块状构造(图2c)。主要矿物有斜长石(50% ～55%)，石英(35% ～40%)，碳酸盐矿物(5%)，少量的绿泥石以及其他副矿物如磷灰石、锆石、绿帘石等。斜长石为牌号An ＜5 的钠长石，局部有绿帘石化，粒径多介于0.5～1mm 之间;石英为不规则粒状，粒径小于长石，介于0.2 ～0.5mm 之间;岩石中的碳酸盐矿物多呈脉状沿矿物裂隙侵入(图2c)。

图2 斜长花岗岩及围岩蚀变辉绿岩野外产状以及显微岩石学照片(a)斜长花岗岩呈透镜体状和不规则脉状与围岩蚀变辉绿岩接触;(b)斜长花岗岩中的蚀变辉绿岩捕虏体;(c)斜长花岗岩显微镜下主要矿物组成;(d)蚀变辉绿岩中发育石英脉与碳酸盐脉;(e)蚀变辉绿岩中的残余辉石和发育的石英细脉与碳酸盐细脉;(f)蚀变辉绿岩中的残余辉绿结构. Cpx-单斜辉石;Pl-斜长石;Chl-绿泥石;Ep-绿帘石;Q-石英;Cc-方解石Fig.2 Field occurrence and microtextures of plagiogranite and altered diabase for North Altyn Tagh(a)contact relationship between plagiogranite and altered diabase;(b)the diabase xenolith in the plagiogranite;(c)main mineral assemblage in the plagiogranite;(d)quartz and calcite veins in the altered diabase;(e)residual of clinpyroxene and veins of quartz or calcite in the altered diabase;(f)diabasic texture in the altered diabase. Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Chl-chlorite; Epepidote;Q-quartz;Cc-calcite

蚀变辉绿岩主要矿物组合为斜长石(30% ～35%)、辉石(5% ～10%)、绿帘石(15% ～20%)、绿泥石(20% ～25%)、石英(5% ～10%)、碳酸盐矿物(5%)及其它副矿物如磷灰石、钛铁矿、金红石等。蚀变辉绿岩中的辉石多数已经退变为绿泥石和绿帘石(图2d，e)，在部分退变颗粒内部可见具有斜消光特征的单斜辉石残余(图2e);绿帘石镜下呈现不规则粒状或柱状;石英呈他形粒状分布，同时岩石内部发育有一定量的石英细脉以及碳酸盐细脉(图2d，e);蚀变辉绿岩中斜长石颗粒粒径介于0.2 ～1mm，常呈自形程度较好的长条状，绿泥石、绿帘石及其中残存的辉石呈粒状或短柱状充填于斜长石组成的格架中，呈现出辉绿结构的特征(图2f)。

3 样品处理与分析方法

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，其他所有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AVG-1、BHVO-1 以及BCR-2 进行监控。进行斜长花岗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，固定于环氧树脂之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30μm，在测定时每5 个测点测定一次91500、GJ-1 以及NIST 610。数据处理运用ICPMSDataCal 8.9 程序，以标准锆石91500 作外标进行同位素比值分馏矫正，元素浓度矫正以NIST 610 为外标，Si 为内标。锆石年龄谐和图及加权平均年龄的绘制运用Isoplot(ver3.0)。锆石原位Lu-Hf 同位素测定与U-Pb 年龄运用同一套剥蚀系统，测定过程在Nu Plasma(Wrexham，UK)多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS)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)。斜长花岗岩的Sr、Nd、Pb 同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室的同位素室中进行，用AG50WX8(200 ～400 mesh)、HDEHP(自制)和AG1-X8(200 ～400mesh)离子交换树脂对Sr、Nd、Pb 同位素进行分离，并在多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS，NuPlasma HR，Nu Instruments，Wrexham，UK)上采用静态模式测试。测试过程中，Nd 同位素标样为La Jolla，用146Nd/144Nd=0.7219 校正仪器的质量分馏;Sr 同位素国际标样为NBS 987，用86Sr/88Sr=0.1194 校正仪器的质量分馏;Pb 同位素比值采用外部加入NBS 997 Tl至分离后的样品中，并利用205Tl/203Tl=2.3872 来校正仪器的质量分馏，同时用NBS 981 进行外部校正。

4 分析结果

4.1 样品全岩主微量地球化学特征

4.1.1 斜长花岗岩

结合主微量元素(表1)可以看出，斜长花岗岩(12A-30)SiO2含量较高，多介于77.08% ～78.29%之间，个别样品显示低的SiO2含量(70.42%和74.77%)并同时具有高的CaO含量和高的烧失量，可能与这些岩石发育碳酸盐岩细脉有关(如图2c);斜长花岗岩Al2O3含量较低，介于9.51% ～11.75%之间;Na2O 含量高，最高可达6.35%，K2O 含量很低，变化范围为0.12% ～0.50%，K2O/Na2O=0.02 ～0.09;MgO 含量低(0.08% ～0.42%)，Mg#=37 ～43。在FeOT/MgO-SiO2(图3a)以及AFM 图解上(图3b)，岩石均落入钙碱性区域。

表1 斜长花岗岩和蚀变辉绿岩全岩主量(wt%)、微量(×10 -6)Table 1 Analyses data of major elements (wt%)and trace elements (×10 -6)of plagiogranite and altered diabase

图3 斜长花岗岩FeOT/MgO-SiO2 图解(a，据Miyashiro，1974)和AFM 图解(b，据Irvine and Baragar，1971;部分熔融实验数据引自France et al.，2010)Fig.3 FeOT/MgO-SiO2 plot (a，after Miyashiro，1974)and AFM plot (b，after Irvine and Baragar，1971;data of partial melting from France et al.，2010)of plagiogranite

图4 斜长花岗岩球粒陨石标准化稀土配分图(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough，1989)洋脊斜长花岗岩及Troodos 斜长花岗岩数据据Pearce et al.，1984;另附高晓峰等(2012)数据Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive-mantle normalized spider diagram (b)of plagiogranite (normalization values after Sun and McDonough，1989)Data of ocean ridge plagiogranite and Troodos plagiogranite are after Pearce et al. (1984)，while data of plagiogranite from Gao et al. (2012)are attached

斜长花岗岩的稀土配分表现出LREE 轻微富集的特点(图4a)，∑REE =80.15 ×10-6～104.1 ×10-6，(La/Yb)N=1.91 ～3.63，其中(La/Sm)N=1.57 ～2.81，(Gd/Lu)N=0.88～0.94，稀土分馏不明显，存在Eu 负异常，δEu = 0.68 ～0.73。在全岩原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图4b)，富集Th、U 而亏损高场强元素Nb、P、Ti。其Sr 含量较低，为66.0 ×10-6～87.3 ×10-6，Yb、Y 分别高达3.17 ×10-6～4.23 ×10-6和28.8 ×10-6～40.8 ×10-6，这些特征符合张旗等(2008)总结的与蛇绿岩伴生的斜长花岗岩具有高的HREE 丰度，中等至低的负铕异常，以及很低的Sr 含量的特征。同时，本次研究的斜长花岗岩与Pearce et al. (1984)述及的大洋斜长花岗岩具有相似的地球化学特征(图4b)，将该斜长花岗岩样品与高晓峰等(2012)于红柳沟东缘所采的斜长花岗岩进行比较，发现两者具有相似的地球化学特征，区别在于本文报道的斜长花岗岩具有更高的HREE 含量，轻重稀土的分异程度更低。

图5 蚀变辉绿岩不活动元素Nb/Y-Zr/Ti 岩石分类图解(a，据Floyd and Winchester，1975)和FeOT/MgO-SiO2 图解(b，据Miyashiro，1974)Fig.5 Nb/Y-Zr/Ti immobile element TAS proxy diagram(a，after Floyd and Winchester，1975)and FeOT/MgOSiO2 diagram (b，after Miyashiro，1974)for altered diabase

图6 蚀变辉绿岩稀土配分图(a)及微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough，1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a)and primitive-mantle normalized spider diagram (b)of altered diabase(normalization values after Sun and McDonough，1989)

图7 斜长花岗岩锆石阴极发光CL 图像及U-Pb 年龄Fig.7 CL image and U-Pb age of zircons from plagiogranite

4.1.2 蚀变辉绿岩

蚀变辉绿岩(13A-22)的 Al2O3含量(11.51% ～14.95%)，Mg#=51.3 ～54.8，TiO2=0.39% ～0.78%，CaO =6.33% ～10.13%，Na2O =0.96% ～4.91%，K2O =0.13% ～0.53%，高Na 低K，K2O/Na2O = 0.04 ～0.15。但其SiO2含量变化较大(表1)，其中4 个样品的SiO2变化范围为49.67% ～53.07%，落入基性岩范围;而另有3 个样品SiO2含量高达55.08% ～57.45%，分布于安山岩区域。结合岩相学观察，后3 样品SiO2偏高的原因可能与这些蚀变辉绿岩内部存在一定量的石英细脉以及岩石遭受后期蚀变有关(如图2d-e)。Pearce (2014)在论述不活动元素对蛇绿岩形成环境指示意义时指出，热液流体的参与会造成蛇绿岩中Na 和Si含量的升高，针对这一情况，进行岩石分类投图时应选用稳定元素。在不活动性元素Zr/Ti-Nb/Y 图解中(图5a)，本次研究的蚀变辉绿岩投点均落入玄武岩区域，说明这些岩石蚀变前均为玄武质基性岩石。进一步结合SiO2-FeOT/Mg 图解(图5b)明显可以看出本次研究的蚀变辉绿岩当排除了后期石英细脉等所导致的SiO2升高，全部应为拉斑系列岩石。

蚀变辉绿岩的稀土配分同样表现出LREE 轻微富集的特征(图6a)，∑REE =29.57 ×10-6～74.25 ×10-6，(La/Yb)N= 2.76 ～4.21，其中(La/Sm)N= 1.81 ～2.58，(Gd/Lu)N=1.17 ～1.26，轻重稀土分馏不明显;无明显Eu 负异常，δEuN=0.86 ～0.94。在全岩原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图6b)，显示出相对富集Th、U 而亏损Nb、Ta、Ti 的特征。同时，岩石中Ti/V=11 ～22，La/Nb=1.7 ～2.1，Zr/Nb=10 ～27。结合主量元素特征，蚀变辉绿岩的地球化学特征与区内蛇绿岩一致(高钠低钾，Al2O3≈15%，Ti/V =16 ～28，La/Nb≈1，Zr/Nb =10 ～31)(刘良，1999;张旗和周庆国，2001;杨经绥等，2002;孟繁聪等，2010)，应为区内蛇绿岩的组成部分。将本次研究数据与刘良(1999)报道的区内洋脊玄武岩比较，两者具有相似的地化特征，而本次样品更为富集轻稀土。结合Brophy and Pu (2012)的研究，这种轻稀土富集的特征可能与岩石遭受有海水参与的蚀变有关。

4.2 锆石U-Pb 年龄及稀土特征

锆石CL 图像(图7)显示，斜长花岗岩中锆石呈晶形较好的粒状，粒径多小于100μm，有较明显的岩浆震荡环带，无残留核及明显的变质边，呈现明显的岩浆锆石的特征。LAICP-MS 定年结果(表2)显示，25 个测点的谐和度均较高，206Pb/238U 年龄集中于501 ～535Ma 之间，加权平均年龄为518.5 ±4.1Ma(图8a)。

结合锆石的球粒陨石标准化稀土配分模式图(表3、图8b)，锆石的稀土配分整体显示出明显左倾的重稀土富集型的配分模式，具有较明显的Eu 负异常和Ce 正异常，δEu =0.19 ～0.33。Eu 的负异常表明锆石结晶的同时有斜长石生长，因为被还原成+2 价的Eu 更容易在斜长石中富集而造成的(Hoskin and Schaltegger，2003;赵振华，2010)。25 个锆石测点中Th 的含量介于60 ×10-6～184 ×10-6，U 的含量介于93 ×10-6～224 ×10-6，Th/U=0.52 ～1.01，均大于0.4。以上特征显示斜长花岗岩锆石具有典型的岩浆锆石的特征(Claesson et al.，2000;Corfu et al.，2003)，因此518.5 ±4.1Ma 的锆石年龄可以代表该斜长花岗岩的结晶年龄。

表2 斜长花岗岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果Table 2 Zircon U-Pb isotope data obtained by LA-ICP-MS for plagiogranite

图8 斜长花岗岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄谐和图(a)及球粒陨石标准化稀土配分模式图(b)Fig.8 LA-ICP-MS zircon U-Pb age concordia diagram (a)and chondrite-normalized REE patterns of plagiogranite (b)

4.3 锆石Hf 同位素特征

对斜长花岗岩样品已获得U-Pb 年龄的锆石进行Hf 同位素测定，共获得了20 个点位的Hf 同位素分析数据(表4、图9)。实验结果显示，所测点位176Lu/177Hf 平均值为0.0023，表明锆石中由176Lu 衰变形成的放射性成因177Hf 含量很低，因而锆石中的176Hf/177Hf 可以近似代表其结晶时的Hf 同位素体系(Jonathan Patchett et al.，1983;吴福元等，2007)。计算εHf(t)以及tDM2(CC)时采用各点对应的锆石UPb 年龄。结果显示，该斜长花岗岩锆石176Hf/177Hf 介于0.282620 ～0.282792 之间，εHf(t)=4.25 ～9.90，平均值为6.15，二阶段模式年龄tDM2(CC)为832 ～1190Ma。

表3 斜长花岗岩LA-ICP-MS 锆石稀土元素测定结果(×10 -6)Table 3 LA-ICP-MS trace element analyses of zircon from plagiogranite (×10 -6)

表4 斜长花岗岩LA-MC-ICP-MS 锆石Hf 同位素测定结果Table 4 LA-MC-ICP-MS zircon Hf isotopic compositions of plagiogranite

表5 斜长花岗岩全岩Sr-Nd-Pb 同位素成分Table 5 Sr-Nd-Pb isotope compositions of plagiogranite

图9 斜长花岗岩锆石Hf 同位素εHf(t)-t 图解Fig.9 Zircon Hf isotopic εHf(t)-t plot of plagiogranite

4.4 全岩Sr-Nd-Pb 同位素特征

全岩Sr-Nd-Pb 同位素分析结果(表5)显示，斜长花岗岩样 品143Nd/144Nd = 0.512369 ～ 0.512531，87Sr/86Sr =0.7111410 ～0.7120835，207Pb/204Pb = 15.7523 ～15.8888，206Pb/204Pb = 20.6618 ～23.3401，208Pb/204Pb = 41.017 ～44.481。总体具有中等偏低的143Nd/144Nd，较高且变化较大的87Sr/86Sr 以及高的放射性成因Pb 含量的特点。采用斜长花岗岩518Ma 的加权平均年龄进行计算得到εNd(t)=-1.26 ～0.34，(143Nd/144Nd)i=0.51191 ～0.51198，(87Sr/86Sr)i= 0.70631 ～0.70836，(208Pb/204Pb)i= 39.098 ～39.819，(207Pb/204Pb)i=15.681 ～15.710，(206Pb/204Pb)i=19.232 ～19.858。在多种同位素判别图解中(图10)，样品均表现出与EMII 型富集地幔端元关系密切的特点。

5 讨论

5.1 斜长花岗岩的成因类型

斜长花岗岩的成因有多种类型，包括洋中脊玄武质岩浆结晶分异晚期形成的斜长花岗岩，拉斑玄武质岩浆演化过程中发生不混溶作用的成因，以及洋壳运移过程中其不同组成部分发生部分熔融形成的斜长花岗岩等(Coleman and Donato，1979;Aldiss，1981;Flagler and Spray，1991;Pallister and Knight，1981;Brophy and Pu，2012;France et al.，2010;Gillis and Coogan，2002;Koepke et al.，2004，2005，2007;

李武显和李献华，2003;刘敦一等，2003)。蛇绿岩中不同成因的斜长花岗岩由于其形成机制或构造环境的不同，在地球化学特征上往往存在差异，通过分辨这些差异，可以确定斜长花岗岩的成因类型。

本次研究的斜长花岗岩野外呈不规则脉状和透镜状产于蚀变辉绿岩之中，岩体中存在蚀变辉绿岩捕虏体，暗示其成因为洋壳部分熔融。结合Brophy (2009)的研究，随着SiO2含量的升高，部分熔融成因的斜长花岗岩具有降低的La 含量和相对不变的Yb 含量，而结晶分异成因的该类岩石则具有显著升高的La、Yb 含量。本次研究的斜长花岗岩具有低的La (图11a)和Yb (3.17 ×10-6～4.23 ×10-6)含量，符合部分熔融成因斜长花岗岩的特点。此外，前人在水化辉长岩和辉绿岩的部分熔融实验中发现其熔体具有低TiO2含量的特征(TiO2＜～1% at SiO2＞～55%)，这一特点也被认为是判别斜长花岗岩经由洋壳部分熔融形成的重要依据(Koepke et al.，2007;France et al.，2010)。本次研究的斜长花岗岩中TiO2的含量均低于实验中MORB 分馏的下限(图11b)，结合上述特征，本次研究的斜长花岗岩并非形成于洋中脊玄武质岩浆的结晶分异，应为洋壳形成后部分熔融形成的。

图10 斜长花岗岩全岩Sr-Nd-Pb 同位素图解(a)εNd(t)-(87Sr/86Sr)i(张旗等，2008);(b)(143Nd/144Nd)i-(87Sr/86 Sr)i;(c)(207 Pb /204 Pb)i-(206 Pb/204 Pb )i;(d)(143 Nd/144 Nd)i-(206Pb/204Pb )i. 各地幔端元为Zindler and Hart (1986)定义的地幔端员:DMM-亏损地幔;EMI-第1 类富集地幔;EMII-第2 类富集地幔;HIMU-具高238U/204Pb 比值地幔. 图a 中B 为玄武岩源区;Bc 为过渡源区;C 为陆壳源区Fig.10 Isotopic Sr-Nd-Pb plots of plagiogranite(a)εNd(t)-(87Sr/86 Sr)i(Zhang et al.，2008);(b)(143 Nd/144 Nd)i-(87 Sr/86 Sr)i;(c)(207 Pb /204 Pb)i-(206 Pb/204 Pb )i;(d)(143 Nd/144Nd)i-(206Pb/204Pb )i. End member component of mantle is after Zindler and Hart (1986):DMM-depleted mantle;EMI-the first kind of enriched mantle;EMII-the second kind of enriched mantle;HIMU-mantle with high 238U/204 Pb. In Fig.10a，B stand for origin of basalt;Bc represent an origin of transitional mantle;C is from continental source

图11 斜长花岗岩La-SiO2 图解(a，据Brophy，2009)以及TiO2-SiO2 图解(b，据Koepke et al.，2007)Fig.11 La-SiO2(a，after Brophy，2009)and TiO2-SiO2(b，after Koepke et al.，2007)plots of plagiogranite

此外，形成于俯冲洋壳中的斜长花岗岩在Sr、Yb、Y 的含量上多具有埃达克岩的特征(李武显和李献华，2003)，即Al2O3≥15%，Sr ＞400 ×10-6，Yb ≦1.9 ×10-6，Y ≦18 ×10-6。本次研究的斜长花岗岩地球化学特征显示其Al2O3=9.51% ～11.75%，Sr =66.0 ×10-6～87.3 ×10-6，Yb =3.17×10-6～4.23 ×10-6，Y =28.8 ×10-6～40.8 ×10-6，呈现非常低Sr 高Yb 的特点，与埃达克岩有明显的差异。因此不会是洋壳俯冲过程中由俯冲板片及大洋沉积物部分熔融形成的。而斜长花岗岩非常低Sr 高Yb 的特点与张旗等(2006)统计的与蛇绿岩相关的由洋壳剖面浅部辉长岩部分熔融形成的大洋斜长花岗岩Sr ＜100 ×10-6，Yb ＞2 ×10-6的特征一致，暗示其可能是在非常低压条件下部分熔融形成的。

关于洋壳在运移过程中部分熔融形成斜长花岗岩的机制，前人通过进行幔源岩石在含水条件下的部分熔融实验并基于野外证据和微量元素地化模型，认为此类斜长花岗岩的成因为洋壳在运移过程中发生剪切变形，富水流体沿洋壳变形裂隙下渗从而使洋壳发生热液蚀变，在洋壳下部与岩浆房之间的岩浆-热液接触面上，热液蚀变的洋壳在岩浆热以及流体的共同作用下发生部分熔融，从而形成斜长花岗岩(Koepke et al.，2007;Rollinson，2009)。本次花岗岩样品具有高的εHf(t)值，Al2O3含量介于9.51% ～11.75% 之间，Na2O/K2O ＞1，Mg#=37 ～43 以及具有轻微的LREE 富集型特征，与李武显和李献华(2003)总结的蛇绿岩中形成于洋壳下部高温剪切带，由变质洋壳发生部分熔融形成的斜长花岗岩Al2O3＜15%，Na2O/K2O ＞1，Mg#＜50 的地球化学特征相吻合，同时也与高晓峰等(2012)报道的红柳沟地区斜长花岗岩地球化学特征一致。因此，本次研究的斜长花岗岩其成因应为洋壳运移过程中在热液参与下发生部分熔融形成的。

为进一步验证上述认识并讨论该斜长花岗岩源岩的部分熔融程度与熔融温度，本文结合France et al. (2010)模拟热液蚀变辉绿岩墙部分熔融形成斜长花岗岩的实验结果进行讨论。France et al. (2010)部分熔融实验的实验条件T =850℃～1030℃，P =100MPa;起始材料的SiO2=50.38%，Al2O3= 15.04%，Fe2O3= 10.29%，MgO = 4.99%，CaO =7.19%，Na2O=4.44%，K2O =0.19%，LOI =4.74%，与本次研究的蚀变辉绿岩及区内蛇绿岩具有相似的地球化学特征。其结果显示部分熔融程度与熔融温度呈正相关关系(图3b)，并且小于910℃实验的部分熔融程度均小于10%(France et al.，2010)。将本文斜长花岗岩的AFM 值与部分熔融实验资料进行对比(图3b)，斜长花岗岩主体落在850℃部分熔融实验的初始熔融熔体点位附近。这一结果从另一角度有力的支撑了本文前述关于区内斜长花岗岩为洋壳运移过程中在热液参与下发生部分熔融形成的认识;同时，结合本文通过锆石饱和温度计及锆石Ti 温度计估算该区斜长花岗岩的平均结晶温度分别为750℃和780℃(表6)，共同限定斜长花岗岩源岩部分熔融的温度可能为750 ～850℃，并进一步认为其熔融程度应小于10%。

另外，考虑到本次研究的斜长花岗岩的直接围岩(蚀变辉绿岩)中没有发现明显的高温变质变形现象，因此，推测其形成可能为该直接围岩(蚀变辉绿岩)更下部辉绿岩部分熔融的产物运移后再结晶到现今观察到的蚀变辉绿岩中。

表6 斜长花岗岩锆石饱和温度计和锆石Ti 温度计计算结果Table 6 Zircon saturation thermometer and Ti-in-zircon thermometer values for plagiogranite

5.2 斜长花岗岩源区性质

Zindler and Hart (1986)通过对MORB 和OIB 同位素特征进行研究，将地幔端员组分划分为亏损地幔端元DMM 和三个富集地幔端元组分HIMU，EMI 和EMII。对于富集地幔端元来说，HIMU 地幔具有高的238U/204Pb 比值，被认为是消减的洋壳组分进入深部地幔导致的(Hofman and White，1982;Weaver，1991;Chauvel et al.，1992;Kogiso et al.，1997;Hofman，1997;Andreas et al.，2003;张成立等，2007);EMI 地幔具低143Nd/144Nd、206Pb/204Pb 和中等的87Sr/86Sr，是下地壳物质再循环或地幔交代作用的结果(Milner and Le Roex，1996;Andreas et al.，2003;张成立等，2007);EMII 地幔具有高的87Sr/86Sr，206Pb/204Pb 和中等的143Nd/144Nd，被认为与大陆沉积物和大陆地壳或蚀变洋壳物质再循环有关(Weaver，1991;Chauvel et al.，1992;Dostal et al.，1998;Hofman，2003;张成立等，2007)。

图12 蚀变辉绿岩Hf/3-Th-Ta 图解(a，据Pearce，1982)及Nb×2-Zr/4-Y 图解(b，据Meschede，1986)Fig.12 Hf/3-Th-Ta diagram (a，after Pearce，1982)and Nb ×2-Zr/4-Y diagram (b，after Meschede，1986)of the altered diabase

对于本次研究的斜长花岗岩来说，其(143Nd/144Nd)i=0.51191 ～0.51198，(87Sr/86Sr)i= 0.70631 ～0.70836，(208Pb/204Pb)i=39.098 ～39.819，(207Pb/204Pb)i=15.681 ～15.710，(206Pb/204Pb)i=19.232 ～19.858，具有高87Sr/86Sr，206Pb/204Pb 和中等的143Nd/144Nd 的特点，εNd(t)= -1.26 ～0.34，εSr(t)=34 ～52，在多种同位素初始比值相关图解中(图10)，显示出明显的EMII 型富集地幔特征。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解中(图10a)，(87Sr/86Sr)i变化较大，而εNd(t)基本不变且不随(87Sr/86Sr)i的升高而降低，表明(87Sr/86Sr)i的变化是海水蚀变造成的而并非地壳物质的加入(张宗清和张旗，1995)。而本文斜长花岗岩与刘良(1999)的Pb 同位素结果一致，表明蚀变并未对斜长花岗岩的Pb 同位素有较大影响。此外，刘良(1999)对区内洋中脊型玄武岩还进行了Sr、Nd、O 同位素分析，并得出Sm-Nd 等时线年龄为512.9 ±30Ma。其同位素结果与本次研究的斜长花岗岩同位素特征非常相似(图10)，均显示EMII 型富集地幔特征，二者在年代学上也较为一致。这一结果为斜长花岗岩形成于区内洋壳的部分熔融提供了同位素方面的证据，同时蛇绿岩源区的富集地幔特征暗示其可能形成于洋盆裂解的初始阶段。

5.3 构造意义

在原始地幔标准化蛛网图上，斜长花岗岩显示明显的Th、U 等富集及相对亏损Nb、Ta、Ti 的特征，而蚀变辉绿岩同样富集Th、U 而相对亏损Nb、Ta，显示与岛弧及板内玄武岩相似的地球化学特征。同时由于岩石具有高的Th 含量，在与Th 相关的构造判别图解中，投点均向Th 端元迁移从而表现出地壳混染的特点(图12a)。但蚀变辉绿岩中Nb 的含量为3.01 ×10-6～5.73 ×10-6，高于岛弧火山岩(1.26 ×10-6)而与N-MORB (4.35 ×10-6)(Holm，1985)一致，同时其Zr/Nb=9.6 ～27.1，且多介于9.6 ～17.4，兼具N-MORB 和EMORB 的特征(N-MORB 和E-MORB 的Zr/Nb 分别大于和小于16，Le Roex et al.，1989)(刘良，1999)，与Nb ×2-Zr/4-Y图解的结果一致(图12b)。结合同位素EMII 型富集地幔的特点，蚀变辉绿岩的微量元素蛛网图所表现出的特征可能与陆壳混染无关，富集地幔源区本身富集大离子亲石元素应该对蚀变辉绿岩和斜长花岗岩表现出的的这种微量元素特征起主要作用，而斜长花岗岩锆石Hf 同位素壳幔混合的特征同样可能是受富集地幔影响的结果。

红柳沟-拉配泉蛇绿混杂岩带中的蛇绿岩，根据地球化学特征可以将其分为两类，分别为MORB 型和洋岛玄武岩(张旗等，1997;刘良，1999;吴峻等，2002;杨经绥等，2002，2008;孟繁聪等，2010)。并且部分研究表明红柳沟-拉配泉蛇绿岩中存在与岛弧相关的信息:杨经绥等(2008)在研究红柳沟蛇绿岩组合时获得蛇绿岩中辉长岩的锆石SHRIMP 年龄为479 ±8Ma，并发现其地幔橄榄岩主要由方辉橄榄岩和少量纯橄岩组成，结合其矿物特征以及蛇绿岩中堆晶岩的异剥橄榄岩-橄榄二辉石岩-辉石岩-含长辉石岩-辉长岩-含Cpx 斜长岩组合，推测北阿尔金存在SSZ 型蛇绿岩;孟繁聪等(2010)结合红柳泉洋岛玄武岩的岩石组合进一步推断红柳泉北部洋岛玄武岩可能为弧后盆地中发育的海山，其锆石U-Pb 年龄引自修群业等(2007)，为448.6 ±3.3Ma;崔玲玲等(2010)以及郝瑞祥等(2013)在蛇绿岩带东侧喀拉大湾地区发现具有陆壳混染特征的玄武岩，并认为其形成于岛弧环境，但并未得到年代学数据。区内洋壳俯冲相关的变质岩证据包括:张建新和孟繁聪(2006);张建新等(2007)获得洋内俯冲形成的LT/HP 蓝片岩和含硬柱石榴辉岩的白云母、钠云母Ar-Ar 年龄为491 ～513Ma。结合区内花岗岩研究成果，现已报道的与洋壳俯冲有关的岛弧花岗质岩体为500～481Ma(吴才来等，2005，2007;戚学祥，2005;康磊等，2011)。对于本次研究的两类岩石来说，其518 ±4.1Ma 的形成时代明显早于前人报道的SSZ 型或弧后盆地蛇绿岩的年龄，也早于区内与俯冲相关的变质岩和花岗岩等岩石的年代学记录，因此，基本可以排除其形成于岛弧或弧后盆地环境，故而在形成过程中遭受陆壳物质混染的可能性是微乎其微的。刘良(1999)结合O 同位素认为红柳沟洋中脊玄武岩的这种富集特征并非是于形成过程中遭受了陆壳物质混染而是源区混染造成的，这一结论同样与本文斜长花岗岩源区具有EMII 型富集地幔特征相吻合。

前人对区内蛇绿岩的研究成果表明，北阿尔金洋盆于早寒武世已经打开，其蛇绿岩年龄跨度为534 ～479Ma(刘良，1999;车自成等，2002;修群业等，2007;杨经绥等，2008);高晓峰等(2012)在红柳沟西缘发现了一套斜长花岗岩，其锆石U-Pb 年龄为512.1 ±1.5Ma，与本次研究得出的斜长花岗岩518 ±4.1Ma 的锆石U-Pb 年龄一致。结合本文与前人同位素研究成果，与斜长花岗岩同期或稍早的蛇绿岩源区地幔具有EMII 型富集地幔的特征，代表其应形成于洋壳裂解的初始阶段。因为随着洋盆的演化，大量基性岩浆从地幔源区的抽取会导致洋壳地幔变得亏损。因此，斜长花岗岩518 ±4.1Ma 的锆石U-Pb 年龄可近似代表北阿尔金红柳沟-拉配泉有限洋盆开启的上限。

6 结论

(1)红柳沟恰什坎萨伊剖面南侧的斜长花岗岩野外呈不规则脉状侵位于围岩蚀变辉绿岩中，结合斜长花岗岩主微量元素特征及实验岩石学资料，该斜长花岗岩应为洋壳下部岩石部分熔融后熔体运移到蚀变辉绿岩中结晶形成的，其部分熔融熔体规模＜10%，熔融温度为750 ～850℃。

(2)斜长花岗岩LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄为518 ±4.1Ma，由于其形成于洋壳的部分熔融，因此该年龄可以代表区内蛇绿岩的形成年龄。

(3)斜长花岗岩及蚀变辉绿岩地球化学特征表现出地壳混染的特点，结合斜长花岗岩锆石Hf 同位素、全岩Sr、Nd、Pb同位素及区内蛇绿岩同位素研究成果，这种地壳混染的特点是由蛇绿岩源区为EMII 型富集地幔造成的。而以这种富集地幔为特征的斜长花岗岩和蚀变辉绿岩应形成于洋盆裂解的初期，其初始裂解时代上限为518 ±4.1Ma。

致谢 野外工作得到了党军和廖文春同学的帮助;匿名审稿人对本文提出了建设性修改意见和宝贵建议;在此一并表示感谢。

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