祁连地块北缘前寒武基底早古生代再活化：变基性岩相平衡模拟和锆石年代学证据*

2021-11-22毛小红张建新路增龙周桂生

岩石学报 2021年10期

毛小红张建新路增龙周桂生

自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037

造山带往往是古老地体之间的缝合带，造山带内发育的岩浆岩和变质岩往往记录了造山带演化过程，是研究古老地体之间拼合及造山带演化历史的重要窗口。增生型造山带以持续的板块汇聚及新生地壳物质增生为特征(张建新等, 2015)。北祁连造山带是典型的早古生代增生型造山带(张建新等, 2015; Zhangetal., 2017)，是原特提斯洋闭合的产物(engör and Natal’in, 1996; Panetal., 2012)。区域内出露的蛇绿岩、高压低温(HP/LT)变质岩和岩浆岩的相关研究表明北祁连造山带具有典型增生造山带的“沟-弧-盆”体系(许志琴等, 1994; 张建新和许志琴, 1995; 张建新等, 1997, 1998; Xiaetal., 1999, 2003; Zhangetal., 2012, 2017; 夏林圻等, 2016)，具有向北俯冲极性。祁连地块位于北祁连造山带南部，主要由深成变质的前寒武纪基底和新元古代到中生代的沉积盖层组成。近年来对北祁连造山带榴辉岩相变泥质岩原岩的研究、祁连地块内早古生代弧岩浆岩和～500Ma变质作用的识别，均显示北祁连洋存在向南的俯冲极性(吴才来等, 2010; 喻星星和张建新, 2016; Pengetal., 2017; 彭银彪等, 2017)。相比北祁连造山带，祁连地块变质作用的研究较少(Pengetal., 2017; 彭银彪等, 2017)，有关变质作用的研究也主要以副变质岩为主，影响了对北祁连造山带演化历史的完美重塑。目前在祁连地块南部的欧龙布鲁克微地块中发现了原岩年龄～1100Ma的变基性岩和花岗质片麻岩以及变质年龄为～1100Ma的副片麻岩(Yuetal., 2019)，在祁连地块中识别出了～1100Ma弧岩浆作用(Fuetal., 2019)。这些发现表明祁连地块及其周缘存在与格林威尔造山事件相关的岩浆作用和变质作用，这些变质岩和岩浆岩的识别对格林威尔造山带位置的确定至关重要，将决定Rodinia超大陆是否能够准确重建。

最近我们在祁连地块北缘识别出了原岩年龄为～1100Ma的变基性岩，本文以两个变基性岩样品为研究对象，通过对野外关系、岩相学特征、相平衡模拟和锆石U-Pb年代学研究，对祁连地块与格林威尔造山事件的关系和北祁连洋的俯冲极性进行了探讨。

1 地质背景

北祁连造山带北与阿拉善地块相邻，东接西秦岭造山带，南与祁连地块呈断层接触关系，西被北东走向的左行阿尔金断裂切割(图1)。由南向北，该造山带内依次发育典型的蛇绿岩、早古生代HP/LT变质岩、早古生代岛弧岩浆杂岩和弧后盆地岩石组合，构成了典型增生造山带的“沟-弧-盆”体系(许志琴等, 1994; 张建新和许志琴, 1995; 张建新等, 1997, 1998; Xiaetal., 1999, 2003; Zhangetal., 2012, 2017; 夏林圻等, 2016)。北祁连地区最老蛇绿岩中的堆晶辉长岩的锆石SHRIMP年龄为533～568Ma(史仁灯等, 2004; Songetal., 2013)，形成于岛弧或弧后环境的蛇绿岩时代为500Ma左右(相振群等, 2007;曾建元等, 2007; 孟繁聪等, 2010; Xiaetal., 2012)。该区域的HP/LT变质岩以蓝片岩、榴辉岩和硬柱石榴辉岩为代表，硬柱石榴辉岩变质锆石的SHRIMP U-Pb年龄为477～489Ma(Zhangetal., 2007)，北祁连香子沟和百经寺榴辉岩中变质锆石SHRIMP U-Pb年龄分别为463±6Ma和468±13Ma(宋述光等, 2004)。早古生代岛弧岩浆杂岩由基性和中酸性火山岩、火山碎屑岩和少量深成侵入岩组成，形成时代介于450～510Ma之间(张建新等, 1997; Wangetal., 2005; 吴才来等, 2010; Chenetal., 2014)。发育于弧后盆地环境的蛇绿岩可见完整的堆晶辉长岩和枕状熔岩组合，形成时代为490Ma左右(夏小洪和宋述光, 2010)。

图1 阿尔金-祁连-柴北缘构造格架简图(据张建新等, 2015修改)

祁连地块位于祁连造山带以南，由前寒武纪变质基底和新元古代-中生代沉积盖层组成，前寒武纪变质基底主要由副片麻岩和花岗质片麻岩组成。研究资料显示花岗质片麻岩的原岩结晶年龄介于870～930Ma之间(Wanetal., 2006; Tungetal., 2007, 2012, 2013; Yuetal., 2013; Yanetal., 2015)。近年来，前人在北祁连俯冲杂岩带的南侧(祁连地块北部)识别出了一个弧岩浆带，且代表性侵入岩的年龄在512～476Ma变化(吴才来等, 2010; Pengetal., 2017; 彭银彪等, 2017)。本文的研究区位于祁连地块北缘门源宝库河一带，该地区主要出露高级变质岩、奥陶纪火山岩、志留纪沉积岩、晚古生代-中生代地层、新生代地层及一些早古生代侵入岩(图2)。区域内的高级变质岩包括副片麻岩、花岗质片麻岩、大理岩、角闪岩和斜长角闪岩等。彭银彪等(2017)认为北祁连南缘500Ma左右的基性杂岩、505Ma花岗岩的锆石具有正的εHf(t)值，门源-大通-柯柯里地区的岩石经历了493～504Ma的变质作用。前人认为北祁连洋存在向南的俯冲极性(Gehrelsetal., 2003a, b; Tsengetal., 2009; Xiaoetal., 2009; Zhangetal., 2012; Huangetal., 2015; Pengetal., 2017; 彭银彪等, 2017)。

图2 门源地区区域地质简图(据Zhang et al., 2019修改)

2 野外关系和样品描述

变基性岩(样品AQ17-1-1.2和AQ17-2-9.1)的采样位置如图2所示，属于祁连地块北缘。变基性岩野外呈灰黑色，块状构造，部分发生了强变形呈片麻状构造。野外出露范围广，主体为斜长角闪岩或角闪岩，少量露头可见粒径0.5～1mm的石榴子石发育，石榴子石发育“白眼圈”结构(图3a, b)，露头可见团块状浅色体及宽1～2cm的浅色脉体(图3c, d)，指示变基性岩曾发生了部分熔融。区域内变基性岩(斜长角闪岩或角闪岩)主要呈透镜状或似层状产出于副变质岩中。本文使用的矿物代号据Whitney and Evans (2010)，即：Grt-garnet；Pl-plagioclase；Bt-biotite；Cpx-clinopyroxene；Amp-amphibole；Aug-augite；Ilm-ilmenite；Kfs-K-feldspar；Liq-liquid；Mag-magnetite；Qz-quartz；Rt-rutile；Ap-apatite；Py-pyrite；Opx-orthopyroxene。

图3 变基性岩野外露头照片

样品AQ17-1-1.2主要由角闪石、石榴子石、斜长石、黑云母、石英、钛铁矿、磁铁矿及少量普通辉石、帘石和钾长石组成，副矿物有磷灰石和锆石(图4a)。角闪石呈椭圆状与斜长石作为多相包裹体被石榴子石包裹，或呈粒状较自形晶存在于基质中，或呈小颗粒他形晶环绕港湾状石榴子石产出(图4b)；石榴子石呈变斑晶分布于基质中，大部分被角闪石包围，粒径0.8～1mm不等，含角闪石、斜长石、钾长石、钛铁矿和石英包体，石榴子石内部发育多相包裹体(Pl+Amp或Pl+Bt+Kfs+Qz)，边部呈港湾状，个别石榴子石已被大部分分解(图4a, c)；少量斜长石呈椭圆状被石榴子石包裹或与他形角闪石围绕港湾状石榴子石的边部生长，形成“白眼圈”结构，大颗粒斜长石则分布于基质中(图4c)；黑云母多切割基质中的角闪石生长，少数细小片状黑云母切割石榴子石的“白眼圈”结构生长或在“白眼圈”周围生长(图4a, c)；部分普通辉石呈椭圆状被角闪石包裹，一些角闪石内部及边部不同部位为普通辉石，指示该角闪石早期为普通辉石(图4b, d)；帘石主要作为包裹体存在于石榴子石中，个别薄片中可见晚期细小帘石脉发育；少量钛铁矿被石榴子石包裹或出现在“白眼圈”结构中，大部分与磁铁矿共生(图4c)；不规则磁铁矿和钛铁矿多发育于角闪石、斜长石或黑云母颗粒边界，且与周围矿物形成较小的二面角，不规则磁铁矿和钛铁矿平直接触，部分磁铁矿切割黑云母产出(图4c)；少量钾长石被石榴子石包裹或出现于“白眼圈”结构中；基质、石榴子石及“白眼圈”结构中均有石英发育。根据岩相学观察推测峰期矿物组合为Grt+Pl+Kfs+Aug+Amp+Ilm+Qz，峰期之后的退变质作用以石榴子石发育“白眼圈”结构及黑云母和磁铁矿的出现为特征。

样品AQ17-2-9.1主要由角闪石、斜长石、钛铁矿和石英组成，含少量石榴子石、黑云母、金红石和黄铁矿，副矿物有锆石和磷灰石(图4e, g)。石榴子石作为变斑晶存在于基质中，含黑云母、斜长石和石英包体，边部多呈港湾状，发育“白眼圈”结构(图4f)；角闪石呈中粒和细粒，中粒角闪石分布于基质中，细粒角闪石常环绕中粒角闪石边部生长或分布于“白眼圈”结构中(图4e-g)；少量斜长石被石榴子石、角闪石和钛铁矿包裹，大部分分布于基质中，还有少量细粒斜长石分布于“白眼圈”结构中或与细粒角闪石环绕中粒角闪石边部生长(图4e-g)；少量黑云母被石榴子石包裹或环绕基质角闪石边部生长，部分黑云母则切割基质角闪石(图4f, g)；钛铁矿多分布于基质或“白眼圈”结构中，大颗粒钛铁矿中可见Pl+Bt多相包裹体，个别晶内可见残余金红石分布，表明钛铁矿为早期金红石退变的产物(图4h)；石英在各部位均可见；金红石仅在钛铁矿内可见。

图4 变基性岩显微照片和背散射图像

3 分析方法

矿物化学测试工作在中国地质科学院地质研究所完成，使用日本电子公司生产的电子探针显微分析仪(型号：JXA-8100)进行测试分析，测试条件：加速电压15kV，束流20nA，摄谱时间10sec，束斑5μm，小矿物束斑1～3μm不等，ZAF校正，SPI组合标样校正。

岩石的主量元素、微量元素和稀土元素分析在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。岩石主量元素采用X射线荧光光谱仪(PW4400)测定，采用等离子光谱法进行验证，分析精度为5%。微量元素和稀土元素采用等离子质谱仪(PE300Q)测定。

锆石分选工作由廊坊市地岩矿物分选有限公司完成。样品制靶、锆石透反射和阴极发光(CL)照片均由北京锆年领航科技有限公司完成。样品锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测定及其稀土元素的测定由北京科荟测试有限公司完成。将样品粉碎为200目，通过磁选和重液分选出锆石单矿物，然后用双目镜进行观察，挑选出粒度较大、干净、包体较少和裂隙不发育的锆石150颗，制成符合拍摄锆石阴极发光(CL)照片和LA-ICP-MS U-Pb定年和稀土元素分析的锆石靶。LA-ICP-MS U-Pb定年数据的获取使用激光剥蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪和ESI NWR 193nm固体激光器共同完成。以He为载气。采用的激光剥蚀束斑直径为32μm，频率为10Hz。每个分析点背景分析时间为15s，样品分析时间为45s。每10个分析点之间间隔标样NIST610、GJ-1、91500和Plešovice(侯可军等, 2009; Liuetal., 2010)。数据处理使用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2008)。锆石年龄计算采用ISOPLOT(4.5)。

4 分析结果

4.1 矿物化学

为了精确限定变质温压条件，对样品AQ17-1-1.2进行了矿物化学分析(代表性矿物成分详见表1)。石榴子石变斑晶具有明显的成分环带(图5)，从核部到边部镁铝榴石组分升高(XPrp：0.10→0.15)，锰铝榴石组分降低(XSps：0.08→0.03)，钙铝榴石组分升高(XGrs：0.22→0.24)，铁铝榴石组分降低(XAls：0.60→0.58)，到最边部XPrp组分降低(0.15→0.12)，XSps组分升高(0.03→0.06)，XGrs组分降低(0.24→0.21)，XAls组分升高(0.58→0.6)。角闪石的Si=6.08～6.64p.f.u.，XMg=0.40～0.47，Ca=1.67～1.91p.f.u.，TiO2含量1.06%～2.06%，根据Leakeetal. (1997)的分类，角闪石大部分为铁韭闪石(CaB≧1.5；(Na+K)A≧0.5；Ti<0.5)，基质角闪石边部成分，细粒斜长石和钛铁矿的角闪石包体、“白眼圈”结构中的少部分角闪石为铁镁钙闪石和铁角闪石(图6)，代表性的成分详见表1。单斜辉石的XMg=0.17～0.30，Wo=0.25～0.30，En=0.13～0.22，Fs=0.51～0.61，属于普通辉石(图7)。斜长石成分变化较大，An值从0.01到0.41，基质中的部分斜长石、石榴子石和角闪石核部的包体斜长石An=0～0.10，石榴子石边部斜长石包体An=0.22，基质中部分斜长石具有环带，从核部到边部An值逐渐增大(An28→An33，An32→An37)，“白眼圈”结构中的斜长石An=0.33～0.41(图8a)。黑云母的XMg=0.40～0.47，Ti=0.21～0.27p.f.u.(图8b)，基质黑云母和切割基质角闪石的黑云母的Ti值比切割“白眼圈”或围绕“白眼圈”生长的黑云母Ti值高；与磁铁矿共生的钛铁矿具有高的Ti值(0.98～0.99p.f.u.)，Fe2+值为0.96～0.98p.f.u.。

图5 样品AQ17-1-1.2中代表性石榴子石的成分环带剖面

表1 样品AQ17-1-1.2中代表性矿物的化学成分(wt%)

图6 样品AQ17-1-1.2中角闪石分类图解

图7 样品AQ17-1-1.2中单斜辉石分类图解

图8 样品AQ17-1-1.2中斜长石An-Ab-Or图解和黑云母XMg-Ti图解

4.2 岩石地球化学

本文所选两个变基性岩的主量元素成分差别不大(数据详见表2)，其中SiO2含量变化于47.61%～49.39%，Al2O3、CaO、FeOT和MgO分别变化于13.29%～15.00%、7.51%～7.94%、14.54%～15.51%和5.32%～6.83%之间。两个变基性岩均贫MnO(0.20%～0.26%)、P2O5(0.17%～0.20%)和TiO2(1.79%～2.19%)。全碱(ALK)含量为3.64%～4.56%。Mg#值为37.95～45.57。

表2 变基性岩全岩主量(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)分析结果

两个变基性岩样品的稀土总量分别为82.75×10-6和94.69×10-6，(La/Yb)N比值分别为2.59和2.75，(Gd/Yb)N比值分别为1.17和0.95。两个变基性岩的稀土元素配分曲线具有重稀土(HREE)相对平坦，轻稀土(LREE)稍微富集，向右微弱倾斜的特点，均与E-MORB稀土配分模式具有一定的相似性(图9c)。

图9 变基性岩及其锆石球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a-c)和变基性岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(d)(标准化值及E-MORB、N-MORB和OIB标准曲线据Sun and McDonough, 1989)

微量元素结果显示两个变基性岩的相容元素Ni的含量分别为76.3×10-6～105.0×10-6。Co含量为57.7×10-6～59.9×10-6。高场强元素含量Nb=7.44×10-6～7.90×10-6、Zr=92.6×10-6～100.0×10-6、Ta=0.49×10-6和Hf=3.04×10-6～3.42×10-6。两个样品的微量元素蛛网图与E-MORB的具有相似性，但是相对亏损Nd、Ta(图9d)。

4.3 锆石年代学

4.3.1 锆石特征

两件变基性岩的锆石形态和阴极发光图像特征非常相似。样品AQ17-1-1.2的锆石主体为长柱状自形晶，长宽比1:2.5～1:3.5。CL图像显示大部分锆石具有核边结构，深色的核与灰白色的边之间多发育不规则的具有熔蚀结构的亮的薄壳，锆石核部显示弱的岩浆震荡环带特征，无环带的灰白色边部宽窄不一，有的宽达60μm以上，有的仅有几微米(图10)。透射图像和CL图像显示锆石核部包裹体较发育，边部包裹体较少甚至不发育。个别锆石无核边结构，呈长柱状，灰白色，特征与继承锆石的边部特征一致。

图10 变基性岩代表性锆石CL图像特征

样品AQ17-2-9.1的锆石呈长柱状，自形，长宽比1:2～1:4。CL图像显示大部分锆石具有核边结构，核部较黑，具有弱的岩浆震荡环带特征，与发光均匀无环带的灰白色边部之间存在亮的不规则薄壳，灰白色边宽窄不一。少数无核边结构的锆石与继承锆石的边部特征一致(图10)。透射图像和CL图像显示锆石核部包裹体较发育，继承锆石边部和无核边结构的锆石包裹体很少甚至没有。

4.3.2 锆石稀土元素

变基性岩AQ17-1-1.2和AQ17-2-9.1锆石稀土元素分析结果详见表3和表4，相应的稀土元素配分模式见图9a, b所示。样品AQ17-1-1.2的锆石稀土元素配分曲线显示：该样品岩浆结晶锆石核部重稀土元素(HREE)相对富集，轻稀土元素(LREE)相对亏损，且具有明显的负Eu异常和正Ce异常；被改造的边部HREE轻度富集或平坦，LREE元素相对亏损，具有明显的正Ce异常和弱的或无负Eu异常；岩浆结晶锆石的核部REE含量要比具有变质锆石特征(CL图像特征)的锆石边部要高(图9a)。样品AQ17-2-9.1与样品AQ17-1-1.2的锆石稀土元素配分曲线特征具有相似性，锆石岩浆结晶核部HREE相对富集，LREE相对亏损，具有明显的负Eu异常和正Ce异常，显示岩浆结晶成因；改造的锆石边部HREE轻度富集或平坦，轻稀土亏损，具有明显的正Ce异常和弱的或无负Eu异常(图9b)。上述两个样品锆石稀土元素配分曲线特征表明：锆石核部为岩浆结晶成因，而锆石边部既有变质过程中不完全重结晶或被改造的成因特征，又有岩浆结晶成因特征。

表3 变基性岩(样品AQ17-1-1.2)的锆石LA-ICP-MS原位稀土元素分析结果(×10-6)

表4 变基性岩(样品AQ17-2-9.1)的锆石LA-ICP-MS原位稀土元素分析结果(×10-6)

4.3.3 锆石U-Pb定年

对样品AQ17-1-1.2中的锆石核部和边部分别进行了LA-ICP-MS U-Pb年龄测试，总共获得了50组测试数据，除去7组不谐和的数据外，锆石核部和边部获取的测试数据分别为20组和23组，测试数据详见表5。20组锆石核部分析数据的Th/U值介于0.46～1.25之间，记录的年龄跨度很大，206Pb/238U年龄差可达483Ma，这些核均具有同样的特征和性质，但是记录的年龄差别却很大，说明了锆石核部经历了后期热事件的改造，发生了不完全重结晶作用。有5个分析点的年龄明显偏老，它们的207Pb/206Pb加权平均年龄为1140±30Ma(MSWD=0.9)(图11d)，这个值可能代表了继承锆石的年龄。23个锆石边部记录的年龄跨度也很大，206Pb/238U年龄变化于1093±35Ma～452±5Ma之间，年龄差可达641Ma(表5)，他们的Th/U值介于0.04～0.76之间，这种年龄差别总体上也反映了这些锆石发生了不完全重结晶。然而，有16组数据的Th/U值介于0.04～0.31之间，加权平均年龄为469±4.6Ma(MSWD=2.1)(图11e)，谐和图显示这16个数据分布集中，这可能说明了这些锆石经历了后期热事件的改造后发生了完全的重结晶，因此，他们的加权平均年龄可能代表了后期热事件发生的时代，这与区域上其他类型岩石获得的变质年龄在误差范围内一致(Pengetal., 2017; 彭银彪等, 2017)。

表5 变基性岩(样品AQ17-1-1.2)的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果

续表5

在同一颗锆石中，岩浆锆石核部记录的年龄也明显的比被改造的岩浆锆石的边部记录的年龄明显偏老(图10)。CL图像表明锆石的核部均具有暗的弱岩浆震荡环带特征，且90%以上分析点的Th/U值大于0.4，75%以上分析点记录的206Pb/238U年龄大于900Ma；锆石的边部均具有浅色面状结构特征，所有分析点的Th/U值均小于0.4，70%以上分析点记录的206Pb/238U年龄小于500Ma。

上述现象表明该样品锆石晶体的边部比核部发生不完全重结晶的程度要高，有的甚至达到了完全重结晶。除了6个锆石核部记录了较老的年龄和16个锆石边部记录了的年龄集中分布在470Ma外，其余分析点的数据在谐和图上均投影落在谐和线的下方(图11f)。

除去1组不谐和的数据外，样品AQ17-2-9.1锆石核部和边部获取的测试数据分别为25组和24组，测试数据详见表6。25组锆石核部分析数据的Th/U值介于0.61～1.47之间，206Pb/238U年龄变化于705±8Ma～1187±11Ma之间，年龄差可达482Ma，与样品AQ17-1-1.2相似，该样品的核部均具有相同的性质，但记录的年龄却差别很大，表明锆石核部经历了后期热事件的改造，发生了不同程度的不完全重结晶。9个分析点年龄明显偏老且在谐和图上分布相对集中，207Pb/206Pb加权平均年龄为1119±24Ma(MSWD=0.29)(图11b)，这些年龄可能代表了继承锆石的年龄。锆石边部记录的206Pb/238U年龄变化于1031±30Ma～455±6Ma之间，年龄差可达576Ma(表6)，Th/U值0.04～0.72，具有相同的锆石特征，但年龄差别很大，反映了这些锆石也发生了不完全重结晶。17组数据的Th/U值为0.04～0.20，加权平均年龄为478.2±3.9Ma(MSWD=1.6)(图11c)，谐和图上这些数据集中分布，这可能说明这些锆石经历了后期热事件的改造后发生了完全的重结晶，他们的加权平均年龄可能代表了后期热事件发生的时代，与区域上获得的变质年龄误差范围内一致(Pengetal., 2017; 彭银彪等, 2017)。

表6 变基性岩(样品AQ17-2-9.1)的锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果

续表6

在同一颗锆石中，岩浆锆石核部记录的年龄也明显的比被改造的岩浆锆石的边部记录的年龄明显偏老(图10)。与样品AQ17-1-1.2一致，该样品锆石晶体的边部比核部发生不完全重结晶的程度要高，有的甚至达到了完全重结晶。除了9个锆石核部记录了较老的年龄和17个锆石边部记录了的年龄集中分布在478Ma左右外，其余分析点的数据在谐和图上均投影落在谐和线的下方或谐和线上，并可连成一条不一致线，其上交点年龄为1110±18Ma，与9个偏老年龄所得的207Pb/206Pb加权平均年龄在误差范围内近似一致，应代表了变基性岩的原岩结晶年龄，下交点年龄为451±23Ma，与谐和图上17个集中分布年龄的加权平均年龄在误差范围内一致，也与区域上其他类型岩石获得的变质年龄在误差范围内一致，应代表了变基性岩的变质作用时代(图11a)。

图11 变基性岩的锆石U-Pb谐和图

5 相平衡模拟与P-T轨迹

样品AQ17-1-1.2选择NCKFMASHTO(Na2O-CaO-K2O-FeOtotal-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-O(Fe2O3))体系，利用3.45版THERMOCALC软件进行相平衡模拟(Powelletal., 1988；2016年更新)，内部一致性热力学数据库采用ds62(Holland and Powell, 2011)，相关矿物活度模型包括：熔体、单斜辉石、角闪石(Greenetal., 2016)；石榴子石、黑云母(Whiteetal., 2014)；长石(Holland and Powell, 2003)；钛铁矿(Whiteetal., 2000)；磁铁矿(Whiteetal., 2002)。

在XRF方法获得的全岩成分基础上，根据测得的H2O+和Fe2O3的含量确定模拟所需的H2O和O含量，岩石中MnO含量很低(<0.2%)，故所选化学体系未考虑MnO。假设P2O5主要形成磷灰石，并对CaO含量做出相应调整，归一后获得计算所用的全岩成分(mol%)为：SiO2：49.43；Al2O3：9.18；CaO：8.1；MgO：8.23；FeO：13.46；K2O：1.05；Na2O：2.99；TiO2：1.71；O：1.66；H2O：4.19。

图12为样品AQ17-1-1.2的P-T视剖面，范围为T=650～900℃，P=4～12kbar。固相线出现在710～790℃温度区间；石榴子石稳定在压力大于6.1～7.6kbar；磁铁矿在压力小于6.2～8.2kbar条件下稳定存在；黑云母在温度小于730～819℃条件下稳定存在；斜方辉石稳定于压力小于9.2kbar，温度大于745℃的区域；钾长石稳定于压力大于6～8.2kbar的区域；石英稳定于温度小于750～860℃的区域；钛铁矿在压力小于10.8～12kbar的区域稳定；金红石在压力大于10.1～12kbar的区域稳定。在石榴子石的稳定区域，镁铝榴石含量等值线与压力轴近似平行，随着温度的升高含量逐渐升高；斜长石An含量等值线与温度轴基本平行，随着压力的降低，An含量逐渐升高；角闪石的Ti含量等值线在压力大于9～12kbar范围内与压力轴近平行，在压力小于9kbar范围内与温度压力轴呈高角度相交，随着温度压力的降低含量逐渐降低；黑云母XMg等值线显示随着温度压力的降低XMg值逐渐增大。

图12 石榴斜长角闪岩(AQ17-1-1.2)P-T视剖面图及P-T演化轨迹

如图12所示，峰期矿物组合Grt+Pl+Kfs+Aug+Amp+Ilm+Qz在视剖面图上稳定在T=740～860℃，P=7.8～12kbar区域。实测石榴子石从核部(Grt1)到边部(Grt2)镁铝榴石组分含量逐渐升高(图5)，在视剖面图中Grt+Pl+Kfs+Aug+Amp+Ilm+Qz+Liq组合稳定区域内表现为逐渐升温的过程；实测石榴子石从核部到边部斜长石包体的An值逐渐升高，在视剖面图中表现为逐渐降压的过程；石榴子石及其包体斜长石的成分可能记录了一个升温降压的过程，利用石榴子石边部包裹的斜长石最低的An值(An=0.22)与石榴子石中最高的镁铝榴石成分(XPrp=0.15)限定峰期稳压条件为P=10.6kbar，T=800℃(图12)；实测石榴子石从边部(Grt2)到最边部(Grt3)镁铝榴石组分含量逐渐降低(0.15→0.13)，在视剖面图中表现为逐渐降温的过程；实测斜长石变斑晶从核部到边部An值逐渐升高(An28→An33，An32→An37)，在视剖面图中表现为逐渐降压的过程；岩相学观察显示晚期退变质阶段以“白眼圈”结构及黑云母和磁铁矿的出现为特征，磁铁矿的产出状态表明其形成与熔体结晶有关，因此，推测其可能经历了峰期之后的近等温降压的P-T轨迹(图12)。

6 讨论

6.1 变基性岩的变质作用P-T轨迹

根据石榴子石边部斜长石包体最低的An值等值线和石榴子石边部最高镁铝榴石组分含量等值线的交点在视剖面图中限定样品AQ17-1-1.2的峰期温压条件为：P=10.6kbar，T=800℃，峰期矿物组合为Grt+Pl+Kfs+Aug+Amp+Ilm+Qz，与岩相学观察推测的峰期矿物组合一致。峰期温压条件下，岩石发生了部分熔融，产生～4.2%的熔体(图12)。矿物化学结果显示石榴子石从核部到边部镁铝榴石成分逐渐升高，石榴子石中的斜长石包体An值从核部到边部逐渐升高，可能记录了升温降压的进变质阶段(图12)。石榴子石从边部(Grt2)到最边部(Grt3)Xprp值从0.15减小到0.13，在视剖面图峰期矿物组合对应的区域体现为近等温降压的P-T轨迹；基质中部分斜长石从核部到边部An值逐渐增大，在视剖面图中表现为压力逐渐降低；磁铁矿的产出状态表明其与晚期钛铁矿共生，且两者的形成与熔体的结晶有关；黑云母常围绕白眼圈结构或切割基质角闪石产出，而被磁铁矿切割，指示黑云母晚于白眼圈结构而早于磁铁矿形成。石榴子石周围发育“白眼圈”结构，是基性麻粒岩近等温降压型P-T轨迹的岩相学标志(Harley, 1989)，因此，推测该样品在峰期之后经历了近等温降压的P-T轨迹(图12)。沿着P-T轨迹，黑云母的XMg逐渐增大，角闪石的Ti逐渐降低，与实测黑云母和角闪石成分的变化一致；退变质阶段，黑云母先于磁铁矿而晚于白眼圈结构形成，这与薄片中观察到的磁铁矿切割黑云母，黑云母切割白眼圈结构现象相吻合。如果峰期产生的全部熔体未丢失并参加退变质反应，在P=7.4kbar，T=795℃条件下石榴子石会消失。但发生部分熔融的岩石，保存的熔体最多为熔体总量的10%(Brown, 2007)，而且熔体保存的比例不仅与熔体的产量有关、还与岩石发生的应变等密切相关。野外观察显示，部分岩石发生了强变形呈片麻状构造，镜下观察显示该样品中矿物发生了弱的定向排列，这表明岩石中保留的熔体少于0.4%，熔体发生了丢失，这与露头上观察到浅色体脉的存在相一致。熔体发生丢失，那么参与退变质反应的残留熔体不足以消耗掉所有的石榴子石。此外，岩相学观察显示：石榴子石多被中粒角闪石包围(图4a、图5)，角闪石的存在某种程度上阻隔了退变质阶段石榴子石与熔体的充分接触，使得熔体不能和石榴子石一起参加退变质反应，这可能也是导致石榴子石未被完全消耗掉的又一原因。

6.2 变基性岩锆石性质及其成因

变基性岩锆石透反射照片显示其具有岩浆锆石的特征，CL图像显示多数锆石具核边结构，大部分核具有弱的岩浆震荡环带特征，且Th/U>0.4，为岩浆成因，锆石核部球粒陨石标准化稀土元素配分曲线的特征也证实了这一点。同样特征的锆石核部记录年龄差别很大，应是后期热事件的改造，使得他们发生了不同程度的不完全重结晶作用。变基性岩继承锆石边部CL图像特征与变质锆石相似，两个样品边部Th/U值介于0.04～0.76之间，记录的年龄差异很大，球粒陨石标准化稀土元素配分曲线显示既有岩浆成因特征，又有变质成因特征，这些表明继承锆石的边部为不完全重结晶形成的，重结晶程度相对锆石核部要高。因此，锆石的边部和与之特征相似的锆石，应是后期热事件过程中发生高程度不完全重结晶形成的。

6.3 变基性岩的原岩形成时代和变质时代

上述讨论表明两个变基性岩中锆石发生了不完全重结晶作用，且大部分锆石核和边具有一定的铅丢失，但样品AQ17-2-9.1的年龄数据构成了一条较好的不一致曲线，其上交点年龄为1110±18Ma，下交点年龄为451±23Ma。在该样品中9个年龄明显偏老分析点的207Pb/206Pb加权平均年龄为1119±24Ma(MSWD=0.29)，样品AQ17-1-1.2中5个年龄明显偏老分析点的207Pb/206Pb加权平均年龄为1140±30Ma(MSWD=0.9)，上交点年龄与这两个加权平均年龄误差范围内一致，因此，我们认为上交点年龄1110±18Ma应代表了变基性岩AQ17-2-9.1的原岩结晶年龄，1140±30Ma应代表了变基性岩AQ17-1-1.2的原岩结晶年龄。

变质重结晶锆石的Th/U比值和U-Pb年龄有明显的正相关关系，只有那些Th/U比值最低、年龄最小测点年龄值的加权平均年龄才能代表锆石重结晶作用发生的时间(吴元保和郑永飞, 2004)。样品AQ17-2-9.1中17个测点的Th/U值为0.04～0.2，加权平均年龄为478.2±3.9Ma(MSWD=1.6)，这个年龄与该样品得到的下交点年龄在误差范围内近似一致，因此，478.2±3.9Ma应代表了锆石重结晶作用发生的时间。样品AQ17-1-1.2中16个测点的Th/U值介于0.04～0.31之间，加权平均年龄为469±4.6Ma(MSWD=2.1)，这个值误差范围内与478.2±3.9Ma近似一致，应代表了该基性岩中锆石重结晶作用发生的时间。麻粒岩中锆石的生长主要发生于与熔体结晶有关的降温过程(Kelsey and Powell, 2011; Yakymchuk and Brown, 2014)，麻粒岩相锆石记录的退变质年龄与峰期变质年龄的差异大小，与岩石所经历的P-T轨迹有关(魏春景, 2016)。样品AQ17-1-1.2变质作用研究表明该样品在麻粒岩相峰期之后经历了近等温降压的P-T轨迹，因此，469～478Ma的年龄应近似记录了麻粒岩相变质作用的年龄。

6.4 地质意义

13～10亿年的格林威尔造山运动的发生，使得早期存在的克拉通块体以劳伦大陆为中心发生了俯冲、增生和碰撞，形成了罗迪尼亚超大陆(Lietal., 2008; Nanceetal., 2014)。与格林威尔造山作用相关的变质作用和岩浆作用是罗迪尼亚超大陆重建的关键。祁连地块为深变质的前寒武地块，近年来在祁连地块中识别出了1100～900Ma的变质作用和弧相关的岩浆作用(Songetal., 2012; Tungetal., 2012, 2013; Yuetal., 2013; Fuetal., 2019)，且均形成于主动大陆边缘环境。本文研究的两个变基性岩样品来自祁连地块(前寒武基底)的北缘，锆石U-Pb年龄测试显示，这两个变基性岩的原岩结晶年龄分别为1110±18Ma和1140±30Ma，与格林威尔造山作用发生的时间一致，变基性岩稀土元素配分曲线和原始地幔标准化微量元素蛛网图显示这些曲线与E-MORB标准曲线一致，这些可能指示变基性岩原岩是格林威尔造山作用的产物，祁连地块可能卷入了格林威尔造山事件。

位于青藏高原东北缘的北阿尔金造山带和北祁连造山带属于早古生代增生造山带(Wuetal., 1993; 张建新等, 1997, 1998, 2015; Xiaetal., 1999, 2003; 许志琴等, 1994; Gehrelsetal., 2003a, b; Songetal., 2006, 2013; Xiaoetal., 2009; Zhangetal., 2007, 2017)，均发育典型的蛇绿岩和高压/低温变质岩(Wuetal., 1993; Zhangetal., 2005; 张建新和孟繁聪, 2006; 张建新等, 2007; Songetal., 2007; Wei and Song, 2008)，其中北祁连造山带还发育早古生代岛弧岩浆杂岩和弧后盆地岩石组合，发育典型的“沟-弧-盆”体系(许志琴等, 1994; 张建新和许志琴, 1995; 张建新等, 1997, 1998; Zhangetal., 2012, 2017)。形成于岛弧或弧后环境的蛇绿岩时代为500Ma左右的(相振群等, 2007; 孟繁聪等, 2010; Xiaetal., 2012)；低温榴辉岩的年龄为463～489Ma(宋述光等, 2004; Zhangetal., 2007)；岛弧岩浆杂岩形成时代450～510Ma(张建新等, 1997; Wangetal., 2005; 吴才来等, 2010; Chenetal., 2014)。前人通过对榴辉岩相变沉积岩的研究认为变沉积岩既有来自早古生代早期(寒武纪)的碎屑物质，也有来自祁连地块的前寒武纪(古元古代-新元古代为主)的陆源碎屑物质(喻星星和张建新, 2016)。近年来在北祁连造山带南部(祁连地块北部)识别出了一个侵入岩年龄为512～476Ma的弧岩浆带(吴才来等, 2010; Pengetal., 2017; 彭银彪等, 2017)和493～504Ma的变质事件(彭银彪等, 2017)。宋志杰等(2019)在中祁连地块北缘识别出了退变榴辉岩，确定其经历了一个顺时针的P-T演化轨迹，榴辉岩相变质作用的上限年龄为485±22Ma。因此，前人认为北祁连洋也存在向南的俯冲(Gehrelsetal., 2003a, b; Huangetal., 2015; Pengetal., 2017; Xiaoetal., 2009; Zhangetal., 2012; 李金平等, 2009; 彭银彪等, 2017; 吴才来等, 2010; 喻星星和张建新, 2016; 宋志杰等, 2019)。

样品AQ17-1-1.2变质作用和年代学研究显示该岩石经历了469Ma的麻粒岩相变质作用和峰期之后近等温降压的退变质阶段。两个样品的变质年龄均落入了区域内识别出的弧岩浆带侵入岩的年龄范围，这表明北祁连洋不仅存在北向俯冲，同时存在南向俯冲，南向俯冲导致俯冲带上盘祁连地块内发生了与此次俯冲相关的弧岩浆作用和麻粒岩相变质作用，使得前寒武纪基底在古生代再活化，使得结晶年龄为1140～1110Ma的基性岩发生了469～478Ma的变质作用。已有资料显示北祁连洋向南俯冲引发的变质作用时代为485～504Ma(彭银彪等, 2017; 宋志杰等, 2019)，结合本文的研究，我们认为该期变质作用至少持续到了469Ma。