早古生代古亚洲洋俯冲作用:来自新疆哈尔里克侵入岩的锆石U-Pb 年代学、岩石地球化学和Sr-Nd 同位素证据*

2015-04-13马星华陈斌王超鄢雪龙

岩石学报 2015年1期

关键词：包体里克哈尔

马星华陈斌王超鄢雪龙

MA XingHua1，CHEN Bin2，3＊＊，WANG Chao3 and YAN XueLong3

1. 国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037

2. 合肥工业大学资源与环境学院，合肥 230009

3. 造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京大学地球与空间科学学院，北京 100871

1. Key Laboratory of Metallogeny and Mineral Assessment，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2. School of Resources and Environmental Engineering，Hefei University of Technology，Hefei 230009，China

3. Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution，School of Earth and Space Sciences，Peking University，Beijing 100871，China

2014-03-26 收稿，2014-07-20 改回.

1 引言

中亚造山带是显生宙形成的大规模增生型造山带，记录了西伯利亚板块与塔里木及华北克拉通相向汇聚、古亚洲洋俯冲消减，以及多种构造单元(岛弧、陆缘弧、俯冲增生杂岩和夹持其中的微陆块等)相互碰撞、拼合的复杂演化历史(Dobretsov et al.，1995;Chen et al.，2000;Xiao et al.，2004;Badarch et al.，2002)。位于新疆东天山的哈尔里克构造带是保存古亚洲洋板片俯冲、弧-陆碰撞等地质过程证据的关键地区之一(Xiao et al.，2004)。然而，目前对于哈尔里克的地质构造背景仍存在较大分歧:一些学者认为哈尔里克是形成于晚古生代的构造岩浆活动带，主体为泥盆纪岛弧(马瑞士等，1993;楼法生和唐春花，1995;王赐银等，1996;李文明等，2002);而一些学者则认为泥盆纪时期该区为弧后盆地(李锦轶，2004)，或者已进入后碰撞环境(孙桂华等，2005，2007)。另外，随着新的1∶25 万和1∶5 万地质填图工作的进行，区内原有的大面积泥盆系地层被详细分解为奥陶系、志留系和泥盆系(新疆地质调查院，2002①新疆地质调查院. 2002. 1∶25 万五堡幅区域地质调查报告);同时，侵位于这些地层之中的中酸性岩体(过去一度被认为形成于泥盆纪和石炭纪;新疆地矿局区测大队，1996②新疆地矿局区测大队. 1996. 1∶20 万伊吾幅区域地质调查报告)，部分也被初步确定为早古生代的产物(曹福根等，2006;郭华春等，2006)。因此，哈尔里克活动带的形成是开始于早古生代还是晚古生代，以及其构造属性(岛弧/弧后盆地/其它)等问题仍需要重新厘定，这对认识中亚造山带早期的构造演化过程具有重要意义。

哈尔里克山脉相对于其邻区(例如博格达地区)地壳抬升强烈(王宗秀等，2003)，剥蚀程度较高，造成带内的深成岩基出露广泛，这些侵入体成为揭示区内地质演化的理想研究对象。然而，目前对这些岩体的研究较少，已有文献大多仅报道了岩体年龄(曹福根等，2006;郭华春等，2006)。本文选择新疆哈密市至巴里坤县S303 公路穿切的奥尔达乌台克侵入体，开展了系统的锆石U-Pb 年代学、岩石学、地球化学和Sr-Nd 同位素方面的研究，试图阐明奥尔达乌台克岩体的成因及其构造背景，为理解哈尔里克活动带的地质演化过程提供科学依据。

2 地质背景和岩石学特征

哈尔里克造山带在大地构造位置上位于天山山脉东段，地理坐标为:东经93°00' ～96°15'，北纬42°30' ～43°20'，呈NWW-SEE 走向，西接博格达山脉，东临甘肃北山，北侧为西伯利亚南缘显生宙陆缘增生造山带，南侧为吐哈盆地、大南湖等复合岛弧带和塔里木古陆(图1)。

区域内出露的地层主要为中-上奥陶统、下泥盆统、石炭系、下二叠统和中新生代地层(图2)。奥陶系主要是一套海相地层，由乌列盖组(O2-3w)岩屑砂岩、变泥质粉砂岩、大理岩，以及大柳沟组(O2-3d)岩屑砂岩、凝灰岩和火山熔岩夹少量凝灰质砂岩构成。泥盆系主要是大南湖组(D1d)块状安山质凝灰角砾岩、安山玢岩和泥质粉砂岩、钙质砂岩和杏仁状玄武岩等。石炭系地层由下石炭统雅满苏组(C1y)火山碎屑岩、凝灰质角砾岩和上石炭统居里得能组(C2j)火山碎屑岩、泥质炭质粉砂岩夹砾岩和凝灰岩组成，与下覆泥盆系地层不整合接触。下二叠统地层为库菜组(P1k)砾岩、砂岩、粉砂岩夹少量火山熔岩和火山碎屑岩。侏罗系地层主要由泥岩、砂岩和砾岩构成，与下覆二叠系地层呈角度不整合接触。新生代地层主要为泥岩和砂岩，不整合于侏罗系地层之上。

区内的断层主要沿NWW-SEE 向分布，例如踏勒弧形断裂、口门子韧性剪切带和小铺南韧性剪切带等，与区域上的深大断裂走向一致(图1)。沿此方向出露有大面积的侵入岩(图2)，岩石类型主要有黑云母花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩和辉长岩。已有的年代学资料表明，岩体的形成时间可分为早古生代(462 ～430Ma)和晚古生代(316 ～294Ma)两期(图2)。早古生代岩体出露面积相对较小，但分布区域很广泛，岩性包括花岗岩、闪长岩和辉长岩，主要侵位于中-上奥陶统地层中(曹福根等，2006;郭华春等，2006)，并显示一定的变形和矿物蚀变特征(孙桂华，2007)。晚古生代侵入岩主要形成于晚石炭世和二叠纪，出露面积较大，遍及哈尔里克大部分地区(图2)，岩石类型包括黑云母花岗岩、碱性花岗岩和少量闪长岩(赵明等，2002;孙桂华等，2005;孙桂华，2007)，大部分岩石显示无变形的块状构造特征(孙桂华等，2007b)。除深成岩基外，区内还发育大量的辉绿岩墙和闪长玢岩岩脉，形成时代以二叠纪为主(孙桂华，2007)。

图1 中亚造山带及邻区地质简图(a，据Jahn et al.，2000 修编)和哈尔里克造山带及邻区构造地质简图(b 据Xiao et al.，2004 修编)Fig.1 Geological sketch map of the Central Asian Orogenic Belt and adjacent region (a，modified after Jahn et al.，2000)and structural geological map of the Harlik orogenic belt and adjacent region (b，modified after Xiao et al.，2004)

图2 哈尔里克造山带地质图(据孙桂华，2007 修编)Fig.2 Geological map of the Harlik orogenic belt (modified after Sun，2007)

图3 奥尔达乌台克岩体野外地质照片(a)辉长岩;(b)镁铁质岩浆包体(MME)及寄主闪长岩;(c)花岗闪长岩;(d)辉绿岩岩墙Fig.3 Rock types of the Ordautec pluton from the Harlik orogenic belt(a)gabbro;(b)MME and the host diorite;(c)granodiorite;(d)diabase dike

本文研究的奥尔达乌台克岩体位于哈尔里克构造带的西段(图2)，出露的岩体由一套成份连续的岩石组合构成，侵位于中奥陶统火山碎屑岩夹凝灰质砂岩地层中。主要岩石类型从基性到酸性包括辉长岩、辉长闪长岩、闪长岩和花岗闪长岩(图3)，以偏基性和中性的岩石类型为主，各岩石单元间不存在截然的接触关系，空间上密切共生，总体呈灰绿-灰白色(图3a-c)，存在不同程度的变形特征。岩体中普遍发育镁铁质暗色包体(MME)(图3b)，包体大小通常在几厘米到几十厘米之间，与寄主岩石的界限复杂多样，或截然分明或模糊过渡(图3b)。此外，研究区内可见辉绿岩墙穿切其它各类岩基(图3d)，是区内较晚岩浆活动的表现。

辉长岩呈灰绿色，块状构造(图3a)，具有中粒堆晶结构(图4a)，主要造岩矿物包括斜长石(40% ～85%)、单斜辉石(15% ～30%)、普通角闪石(5% ～10%)和少量橄榄石(＜5%);副矿物有磁铁矿(3% ～8%)、磷灰石、榍石和锆石等。辉长闪长岩与辉长岩呈渐变关系，中粒结构，局部也可见堆晶结构，矿物组合与辉长岩类似。辉长闪长岩与辉长岩中的角闪石和斜长石存在不同程度的绿泥石化和高岭土化(图4a)。

闪长岩为中粒结构(图4b)，主要造岩矿物包括斜长石(30% ～65%)、角闪石(25% ～40%)、石英(5% ～10%)和黑云母(5%)，其中角闪石、黑云母存在不同程度的绿泥石化蚀变;副矿物主要是榍石、锆石、磷灰石和磁铁矿(图4b)。发育在其中的暗色包体呈椭圆或水滴状(图3b)，细粒结构(图4c)，主要为辉长或闪长质成份，矿物组成包括斜长石(35% ～60%)、角闪石(10% ～30%)、石英(5% ～10%)、黑云母(5% ～10%)和少量辉石(～5%)，副矿物为磁铁矿、榍石以及针状或短柱状结构的磷灰石(图4c)。

花岗闪长岩为中粒结构(图4d)，显示出一定的变形特征，绿泥石和高岭石化蚀变较为明显，主要矿物包括斜长石(30% ～40%)、钾长石(15% ～20%)、石英(15% ～25%)、角闪石(5% ～15%)和黑云母(3% ～5%)，斜长石存在不平衡环带结构(图4d);副矿物有锆石、榍石、磷灰石和磁铁矿等(图4d)。

图4 奥尔达乌台克岩体显微照片(a)辉长岩;(b)闪长岩;(c)镁铁质暗色包体;(d)花岗闪长岩.矿物缩写:Cpx-单斜辉石;Hb-角闪石;Pl-斜长石;Ksp-钾长石;Qtz-石英;Ap-磷灰石;Mag-磁铁矿Fig. 4 Petrographic microphotographs of the Ordautec pluton(a)gabbro;(b)diorite;(c)mafic enclaves;(d)granodiorite.Cpx-clinopyroxene;Hb-hornblende;Pl-plagioclase;Ksp-potassium feldspar;Qtz-quartz;Ap-apatite;Mag-magnetite

3 样品和分析方法

进行锆石U-Pb 定年的两件样品分别取自闪长岩(HK-65)及内部的镁铁质岩浆包体(HK-63)。具体操作流程为:首先通过重力和磁选方法从岩石样品中分选出锆石，与标准锆石(QH)一起制备成环氧树脂靶。经过抛光、清洗处理后，进行透射光、反射光和阴极发光(CL)扫描电子显微镜照相(图5)。锆石U-Pb 年龄测定在中国地质大学(北京)科学研究院地学实验中心LA-ICP-MS 实验室完成。实验获得的同位素比值采用Glitter 程序处理，普通铅校正采用Andersen(2002)方法，数据处理、年龄谐和曲线及加权平均值计算采用Ludwig(2003)Isoplot(3.0)软件。

经过详细的显微镜下观察，选择10 件相对新鲜的岩石样品进行主、微量元素地球化学分析。主量元素测试在南京大学现代分析中心实验室ARL9800XP 型X 射线荧光光谱仪上测试，使用Li2B4O7和LiBO2(67∶33)混合熔剂和加拿大Glaisse 高温自动燃气熔样机制样，测试条件为X 射线工作电压40kV，电流60mA。微量和稀土元素分析在中国地质大学(北京)科学研究院地学实验中心采用ICP-MS 方法完成，分析精度优于5%。

图5 奥尔达乌台克闪长岩(HK-65)和镁铁质暗色包体(HK-63)锆石阴极发光(CL)图像及其U-Pb 年龄谐和图Fig.5 Cathodoluminescence (CL)images and U-Pb concordia diagrams of zircons from the Ordautec diorites (HK-65)and mafic magmatic enclaves (HK-63)from the Harlik orogenic belt

对10 件样品进行了全岩Sr-Nd 同位素分析。Sr-Nd 同位素前处理在北京大学造山带与地壳演化重点实验室超净分离实验室完成，样品测试在天津地质矿产研究所Triton 质谱仪上完成，详细实验处理流程和分析方法参考Chen et al.(2000)。

4 年代学及地球化学特征

4.1 锆石U-Pb 年龄结果

阴极发光(CL)图像显示两件样品(HK-65、HK-63)锆石结晶呈长柱状或六方双锥状，条纹环带清晰，晶形完整(图5)，Th/U 值分别为0.55 ～0.97 和0.63 ～1.17，为典型的岩浆锆石。锆石U-Pb 同位素测试结果列于表1 中，普通Pb 根据所测204Pb 校正，206Pb/238U-207Pb/235U 谐和年龄图示于图5。

样品HK-65 取自奥尔达乌台克岩体中的闪长岩，LAICP-MS 锆石U-Pb 测试结果显示，29 个分析点都集中分布在谐和曲线上，其中1 颗锆石(分析点5)落在谐和曲线附近(图5a)，可能由Pb 丢失所致。所有分析点给出的206Pb/238U加权平均年龄为447 ±2Ma，MSWD 为0.1，代表闪长岩的形成年龄。样品HK-63 取自闪长岩中的暗色包体(图3b)，29个锆石分析点也都很好地分布在谐和线上或其附近(图5b)，获得的206Pb/238U 加权平均年龄为452 ±2Ma，MSWD 为0.2，代表包体的结晶年龄。由锆石U-Pb 年代学分析结果可知，闪长岩和其内部包体的年龄在误差范围内一致，表明两者基本同时形成，均为晚奥陶世。

4.2 主、微量元素特征

奥尔达乌台克岩体的全岩主、微量数据分析结果见表2和图6。整体来看，由于岩性复杂多样，从辉长岩(HK-67、HK-68)、辉长闪长岩(HK-66、HK-69)、闪长岩(HK-62、HK-65)到花岗闪长岩(HK-61)，成份组成变化较大，SiO2含量从42.5%变化到70.3%，MgO 为1.1% ～6.0%，Fe2O3T 为3.7% ～17.7%，CaO 为3.3% ～9.8%，全碱Na2O + K2O =3.2 ～6.7，Na2O ＞K2O(Na2O/K2O =1.8 ～13.3)，大部分样品属于中钾-高钾钙碱性岩浆系列(图6a)。其中3 件暗色包体(HK-60、HK-63、HK-64)均为闪长质成份，SiO2含量为54.6% ～57.3%，MgO 为4.0% ～5.2%，Fe2O3T 为8.5% ～9.5%，CaO 为6.3% ～6.9%，也主要属于中钾钙碱性岩浆系列(图6a)。

辉长岩和辉长闪长岩稀土含量相对较高，富集轻稀土(LREE)和大离子亲石元素(Ba、K、Rb、Pb)(图7a，b)，略亏损Nb 和Ta，同时存在明显的Eu 正异常，可能与该套岩石形成过程中发生斜长石堆晶作用有关，这与镜下观察的斜长石和辉石构成堆晶结构一致(图4a)。闪长岩也具有轻稀土富集的右倾式稀土配分模式(图7a)以及富集K、Sr、Rb、Ba 等元素的特征(图7b)，但Eu 异常不明显(δEu=0.93 ～1.14)，可能指示岩浆具有较高的氧逸度(fO2)(Rollinson，1993)或者岩浆演化过程中斜长石没有发生显著的分离结晶或堆晶作用。花岗闪长岩稀土配分模式具有明显Eu 负异常(δEu=0.67)(图7a)以及存在Sr、Ti、P 的亏损(图7b)，反映斜长石、榍石、磷灰石等矿物的分离结晶。包体与寄主岩石闪长岩的微量元素特征类似，相对更亏损Nb、Ta、P 和Ti(图7b)。值得注意的是，原始地幔标准化蛛网图中微量元素分布模式(图7)一致指示奥尔达乌台克岩体(包括暗色包体)均具有亏损Nb、Ta、Ti 等高场强元素以及富集Ba、Rb、Th、LREE 等

大离子亲石元素特征，这与典型弧岩浆的元素地球化学性质十分类似(Rogers and Hawkesworth，1989;Rollinson，1993)。

表1 哈尔里克造山带奥尔达乌台克闪长岩及包体的LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年数据Table 1 LA-ICP-MS U-Pb data of zircons from the Ordautec diorite and enclave from the Harlik orogenic belt

表2 哈尔里克造山带奥尔达乌台克侵入岩主量(wt%)、微量(×10 -6)元素分析结果Table 2 Major (wt%)and trace (×10 -6)elements data of the Ordautec pluton in the Harlik orogenic belt

图6 哈尔里克造山带奥尔达乌台克岩体Harker 图解图8、图10、图11 的图例同此图Fig.6 Harker diagrams for the Ordautec pluton in the Harlik orogenic belt

4.3 Sr-Nd 同位素特征

尽管岩石类型不同，奥尔达乌台克岩体从基性辉长岩到偏酸性花岗闪长岩的Sr-Nd 同位素组成变化不大，共同的特征是均具有高放射性Nd(εNd(t)值都大于0)和低(87Sr/86Sr)i比值(表3、图8)。由表3 可知，除1 个闪长岩样品具有最高的εNd(t)值(+8.2)和最低的87Sr/86Sr(i)值(0.7031)外，其余样品的εNd(t)值介于+4.4 至+5.9 之间，(87Sr/86Sr)i值为0.7032 ～0.7044。根据Nd 同位素获得的模式年龄(tDM)为517 ～829Ma。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图上数据点基本落在地幔Sr-Nd 同位素演化序列范围内(图8)，暗示岩浆很可能起源于同位素组成亏损的年轻地幔源区。

5 讨论

5.1 岩石成因和基底性质

5.1.1 壳幔岩浆混合作用

图7 哈尔里克造山带奥尔达乌台克岩体稀土(a)和微量(b)元素图解Fig.7 Chondrite-normalized rare earth elements patterns (a)and primitive mantle-normalized trace elements diagrams (b)for the Ordautec pluton in the Harlik orogenic belt

图8 哈尔里克造山带奥尔达乌台克侵入岩Sr-Nd 同位素图解Fig.8 εNd (t)vs. (87 Sr/86 Sr)i plot for the Ordautec pluton，the Harlik orogenic belt

如前所述，奥尔达乌台克岩体中发育镁铁质暗色包体，呈塑性拉长的水滴状或椭圆状(图3b)，具有典型的岩浆结晶结构(图4c)。这些特征表明包体为岩浆成因，曾经与寄主岩石以岩浆形式共存，后来与寄主岩浆同时固结，两者的锆石U-Pb 年龄在误差范围内近一致。包体中偏基性的成份，很可能代表来自地幔、高温、演化的岩浆，包体具有细粒结构以及发育针状或短柱状磷灰石反映包体岩浆注入到相对低温的寄主岩浆时因温度突然降低而发生过淬冷作用

(Holden et al.，1987;Chen et al.，2008;Feeley et al.，

2008)，而同源岩浆堆晶体模式(Noyes et al.，1983)或难熔的残留体模式(Chappell et al.，1987;White et al.，1999)都不能解释包体的这些特征。

图9 奥尔达乌台克岩体SiO2-Mg#图解(玄武岩实验熔体数据引自Rapp and Watson，1995)Fig. 9 SiO2-Mg# diagram for the Ordautec pluton (the experimental data for basalts from Rapp and Watson，1995)

暗色包体岩浆注入到寄主岩浆后，与寄主岩浆发生了晶体和化学交换，主要证据包括:(1)包体中发育长石捕掳晶(图3b)，主要来自寄主岩浆较早结晶的矿物，此时的寄主岩浆因晶体与熔体共存而往往具有“晶粥”状，包体注入时很容易捕获寄主岩浆中已经结晶的矿物(贺敬博和陈斌，2011);(2)同时，未固结的寄主岩浆也会混入来自包体中早期结晶的矿物，寄主岩石中常见斜长石不平衡结构(图4d)，大量的研究表明这种不平衡结构是成份不同的两种岩浆发生混合的结果(Kemp，2004;Chen et al.，2008;Ma et al.，2013);(3)与玄武岩(基性下地壳)实验熔体相比(Mg#＜40;Rapp and Watson，1995)，闪长岩及花岗闪长岩具有更高的Mg#值(42 ～58)(图9)，指示它们不可能是单一的壳源花岗质熔体，Mg#值的偏高与幔源基性岩浆的加入有关(Chen et al.，2008);(4)在εNd(t)与SiO2、MgO、V、Sc 协变关系图上(图10)，除一个闪长岩样品(HK-62)外(后文讨论)，其余样品的εNd(t)值随SiO2含量的升高和MgO、V、Sc 含量的降低而减小，构成很好的线性演化趋势(图10)，是元素和同位素组成均不相同的两种岩浆相互混合的表现。因此，这些证据都表明无论是包体还是寄主岩石都经历了晶体和化学物质交换，均是由两种岩浆混合而成，很可能分别是来自地幔和地壳部分熔融形成的基性和酸性岩浆。

表3 哈尔里克造山带奥尔达乌台克侵入岩Sr-Nd 同位素分析结果Table3 Sr-Nd isotopiccompositionsoftheOrdautecpluton in theHarlik orogenicbelt

5.1.2 地幔和地壳端元组成

奥尔达乌台克岩体岩石类型丰富多样，从辉长岩、辉长闪长岩、闪长岩到花岗闪长岩，构成成份连续的岩石组合序列，偏基性的辉长岩和偏酸性的花岗闪长岩很可能最接近两个岩浆端元(虽然存在一定的混合或混染)，基本可以用来反演岩浆源区的组成和性质。

辉长岩以及其它偏基性的岩石(暗色包体)应该代表来自地幔、演化的岩浆。这些岩石中的角闪石普遍呈自形，指示富H2O 条件下较早结晶，副矿物常见榍石和磁铁矿(图4)，反映岩浆为高fO2的湿岩浆体系(Baldwin and Pearce，1982)。此外，这些岩石都具有轻稀土和大离子亲石元素富集的特征(图7)，说明地幔源区应该是微量元素富集的岩石圈地幔，很可能与俯冲流体的交代作用有关。高放射成因Nd 及低87Sr/86Sr(i)值的Sr-Nd 同位素组成特征表明这种地幔源区的同位素组成类似于亏损地幔，因此这种地幔很可能是被交代不久或正被改造(同俯冲)的年轻地幔(Dupuy et al.，1982;Sajona et al.，1996;Winter，2001)。考虑到岩体显示出典型岛弧岩浆岩的地球化学特征，例如不但富集Ba、Rb、Sr、LREE 等大离子亲石元素，还明显亏损Nb、Ta、Ti 等高场强元素，以及低La/Yb 值(图7)，并且根据La/Yb vs. Sc/Ni、Ti/100-Zr-3Y、Hf/3-Th-Ta 和2Nb-Zr/4-Y 构造环境判别图(图11)所指示的岩浆属于大洋岛弧和钙碱性火山岩(Rollinson，1993)，因此我们认为奥尔达乌台克偏基性岩石应该主要来自正在被俯冲流体交代的岩石圈地幔。

幔源岩浆的底侵所带来的高热促使下地壳岩石发生部分熔融，形成花岗质岩浆，并与玄武质岩浆混合而形成混浆，随后经历镁铁质矿物和富钙斜长石的分离结晶而形成奥尔达乌台克岩体的不同岩石类型。区内的花岗闪长岩很可能代表了偏酸性端元，应该主要来自下地壳源区的部分熔融，但有少量的幔源物质加入。花岗闪长岩同样含有较自形的角闪石、原生磁铁矿和榍石副矿物，也反映了岩浆富H2O、高fO2的特征。相比而言，区内常见的钾长花岗岩和碱长花岗岩，则很可能代表了单一的下地壳熔体，由麻粒岩相的源区物质熔融生成，因此岩浆是相对贫水的(Chen and Arakawa，2005)。所以，奥尔达乌台克花岗闪长岩正是由于壳源贫水的岩浆混入了来自深部地幔含水的基性岩浆，才使得岩浆向富H2O、fO2转变，这与世界其它地区典型岛弧岩浆岩的形成过程是类似的，例如澳大利亚Lachlan 岛弧(Blevin and Chappell，1995)、日本岛弧(Hunter and Blake，1995)。

5.1.3 基底性质

图10 奥尔达乌台克岩体εNd(t)对SiO2、MgO、V、Sc 图解Fig.10 εNd(t)vs. SiO2，MgO，V and Sc diagrams for the Ordautec pluton

图11 哈尔里克造山带奥尔达乌台克岩体构造环境判别图解(a)图据Bailey (1981);(b)图据Pearce and Cann (1971)，其中A 区为岛弧拉斑玄武岩，B 区是MORB、岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩，C 区是钙碱性玄武岩，D 区是板内玄武岩;(c)图据Wood et al. (1979)，其中A 区N-MORB，B 区是E-MORB 和板内拉斑玄武岩，C 区是板内碱性玄武岩，D 区是火山弧玄武岩;(d)图据Meschede (1986)，其中AI 区为板内碱性玄武岩，AII 区为板内碱性和拉斑玄武岩，B 区是EMORB，C 区是火山弧玄武岩和板内拉斑玄武岩，D 区是火山弧玄武岩和N-MORBFig.11 Tectonic discrimination diagrams for the Ordautec pluton in the Harlik orogenic belt

图12 奥尔达乌台克岩体的Sr-Nd 同位素模拟亏损地幔:Sr =20 ×10 -6，ISr(t)=0.7025，Nd =1.2 ×10 -6，εSr(t)= +12;俯冲沉积物:Sr=200 ×10 -6，ISr(t)=0.7120，Nd=20 ×10 -6，εSr(t)= -8;天山TTG:Sr =620 ×10 -6，ISr(t)=0.70746，Nd=26 ×10 -6，εSr(t)= -31Fig.12 Sr-Nd isotopic modeling diagrams for the Ordautec pluton

目前，对于包括哈尔里克在内的东天山地区的地壳存在:(1)前寒武纪古老陆壳(成守德等，2009)和(2)年轻陆壳(古生代大洋岛弧杂岩和洋壳等)(Carroll et al.，1990;Chen and Jahn，2004;Chen and Arakawa，2005)两种截然不同的认识。为了查明这一问题，我们对可能存在的古老陆壳进行了二端元混合模拟计算，选择区内古生代蛇绿岩的同位素组成(Miao et al.，2008)代表亏损地幔端元的成分，以天山的TTG 岩石代表下地壳成份，以现代俯冲沉积物代表上地壳成份(Plank and Lanmuir，1998)。模拟结果显示(图12)，奥尔达乌台克岩体的所有样品基本都分布在亏损地幔分别与俯冲沉积物和TTG 模拟曲线之间，比较靠近亏损地幔端元，表明混入的古老地壳物质很少(＜1.5%)，因此哈尔里克地区不存在古老的陆壳，而是以古生代以来的年轻陆壳为主。这与孙桂华等(2007)对哈尔里克地区石炭纪砂岩中的碎屑锆石的年龄统计结果一致，其年龄主要集中在418 ～482Ma 之间，指示锆石原岩的时代应该不老于早奥陶纪，这也与区域上仅出露奥陶系和志留系地层而不见更老地层相吻合(新疆地质调查院，2002)。

综上可知，奥尔达乌台克岩体应该是形成于早古生代古亚洲洋岛弧俯冲作用，由富集岩石圈地幔和年轻下地壳起源的两种岩浆发生不同程度混合并后来经历一定演化(堆晶或分离结晶)的结果。如前文所示，岩浆混合导致奥尔达乌台克岩体的εNd(t)值与主微量元素显示很好的相关性(图10)。值得注意的是，1 个闪长岩样品(HK-62)具有明显高的εNd(t)值(+8.2)，我们认为该闪长岩很可能代表了地幔玄武质岩浆直接分离结晶的产物，其受到地壳物质混染的程度较弱，同位素组成基本能够代表当时地幔源区的同位素组成。因此，从地壳生长的角度来看，壳幔岩浆混合作用和幔源岩浆的直接供给均是导致中亚造山带地壳增生的重要方式。

图13 哈尔里克构造带及邻区地质演化示意图Fig.13 Cartoon showing the tectonic evolution of the Harlik orogenic belt and adjacent region

5.2 对古亚洲洋构造演化过程的制约

过去哈尔里克一带一直被认为是华力西期构造岩浆活动带，多数学者认为其为泥盆纪岛弧(马瑞士等，1993;楼法生和唐春花，1995;王赐银等，1996;李文明等，2002)或弧后盆地(李锦轶，2004)，而本文对奥尔达乌台克岛弧岩浆岩组合的确立，证实了哈尔里克早古生代岩浆弧的存在，将古亚洲洋俯冲作用的时间追溯至奥陶纪。

Xiao et al.(2004)曾将哈尔里克和大南湖构造带归为开始于早古生代的统一岛弧(图1)，认为克拉麦里洋向南的俯冲和沿康古尔塔格深大断裂向北的俯冲导致晚古生代期间(泥盆纪-中石炭世)岛弧发生南北向裂解，最终形成双岛弧带(哈尔里克、大南湖)与弧间盆地(吐哈盆地)并存的格局(图1)。基于本文对奥尔达乌台克岩体的研究，结合区内已有的岩浆及碎屑锆石年代学数据(赵明等，2002;郭华春等，2006;孙桂华等，2007)，以及来自古生物化石(周济元，1987)、蛇绿岩(Hu et al.，2000;Wang et al.，2003)、矿床(芮宗瑶等，2002;王义天等，2006)和大地构造(李锦轶，2004;Xiao et al.，2004)方面的资料，我们认为哈尔里克构造带及邻区的地质演化过程可能大致如下(图13 所示):

(1)早古生代(或更早)西伯利亚克拉通与塔里木板块相向汇聚，洋片俯冲导致多个岛弧和陆缘弧的形成(图13a)。哈尔里克岛弧是奥陶纪克拉麦里洋向南俯冲的结果，与北方的南安加拉活动陆缘构成双向俯冲岩浆弧(图13a)。南侧库米什洋向北的俯冲导致中天山岛弧的形成，而最南端成为塔里木被动陆缘(图13a)。并且，在这一时期形成了与岛弧或陆缘弧岩浆作用相关的大批斑岩型Cu、Au 矿床和海相火山-次火山岩型磁铁矿矿床，例如大红山金矿等(王元龙和成守德，2001;芮宗瑶等，2002;李文渊等，2012)。

(2)至泥盆纪时期，沿着哈尔里克岛弧南缘向北的俯冲作用导致大南湖岛弧从哈尔里克岛弧中裂解出来(图13b)，进而在两者之间形成了吐哈弧间盆地(Xiao et al.，2004)，该盆地可能一直出现到造山作用结束形成残余洋盆(图13c)。至早石炭世末期，随着俯冲洋壳的继续消减，大洋最终消失、闭合(Coleman，1989;Bazhenov et al.，2003)，各地体间陆续发生碰撞和拼贴，最后形成陆缘弧、岛弧、蛇绿岩、增生杂岩和残余盆地等多种构造单元组成的复合地体(Şengör et al.，1993)(图13c)，至此，区内进入统一的陆内阶段。

(3)晚石炭世至二叠纪期间(图13c)，由于区域上构造应力由挤压转换为伸展背景(肖序常等，1992;徐学义等，2002)，导致幔源岩浆的上涌和底侵，新生陆壳熔融形成大规模的碰撞后花岗岩(韩宝福和洪大卫，1998;Chen and Jahn，2004;Chen and Arakawa，2005)(图13c)，同时形成遍及全区的双峰式火山岩(顾连兴等，2000;夏林圻等，2006)、基性-超基性杂岩(Xia et al.，2008;陈斌等，2013)和相关的Cu-Ni硫化物矿床(例如黄山东矿床;王登红等，2000;Mao et al.，2008)，以及更晚期的A 型花岗岩和有关的稀有稀土金属矿床和浅成低温热液矿床(例如索尔巴斯陶金矿床等;王京彬和徐新，2006;Pirajno et al.，2009)。

6 结论

(1)新疆哈尔里克带内的奥尔达乌台克岩体由一套成份连续的岩石组成，包括辉长岩、辉长闪长岩、闪长岩和花岗闪长岩。LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年结果显示寄主闪长岩及内部包体近同时形成于450Ma，是晚奥陶世岩浆活动的产物。

(2)岩石学和地球化学证据表明该套岩浆具有富H2O、高fO2性质，形成于俯冲阶段，其中基性岩浆起源于同位素相对亏损而微量元素富集的岩石圈地幔，一部分与壳源花岗质熔体发生混合，一部分经历演化后直接添加至上覆地壳。

(3)哈尔里克奥陶纪岛弧的确立改变了该带是泥盆纪岛弧或弧后盆地的原有认识。壳幔岩浆混合作用和幔源物质直接加入是古亚洲洋俯冲阶段陆壳增生的两种重要方式。

致谢中国地质大学(北京)地学实验中心的苏犁教授和北京大学造山带与地壳演化重点实验室的朱文萍博士分别对本研究提供了锆石U-Pb 测定和Sr-Nd 同位素样品分离方面的帮助;评审专家对本文提出了有意义的修改建议;谨此一并表示感谢。

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