柴北缘赛什腾地区早古生代岩浆活动与构造演化*

2022-10-17王秉璋付长垒潘彤李青逯永卓金婷婷

岩石学报 2022年9期

王秉璋付长垒潘彤李青逯永卓金婷婷

古洋盆演化过程是造山带研究的主要内容(Wilson，1989；Condie，1997；李继亮等，1999；肖文交等，2019)，洋盆俯冲和闭合过程中通常分别形成大量俯冲和碰撞相关的岩浆岩(Duceaetal.，2015；吴福元等，2015)，它们蕴含了洋陆转化过程的重要信息。同时，洋盆俯冲和陆陆碰撞过程也是斑岩铜矿、火山块状硫化物矿床(VMS)和浅成低温热液矿床形成的重要阶段(侯增谦等，2006；陈衍景等，2009；Pirajno，2016；Grovesetal.，2021)。因此，俯冲和碰撞相关岩浆岩的系统研究不仅为洋盆演化历史的恢复提供重要地质证据，同时对揭示造山作用过程和区域成矿规律也具有重要现实意义。

青藏高原北部早古生代造山带被认为是原特提斯洋增生造山和碰撞造山的产物(Panetal.，2012；张建新等，2015)，其中柴北缘构造带是青藏高原北部早古生代造山系的主要组成部分，夹持于柴达木地块和欧龙布鲁克地块之间(图1)，以发育榴辉岩、石榴橄榄岩、高压麻粒岩及相关片麻岩组成的高压-超高压变质岩为特征，前人对其做了大量的研究工作。通常认为柴北缘构造带的形成主要与大洋板块向大陆板块之下的连续深俯冲过程相关(安第斯型大陆边缘弧)(吴才来等，2008；朱小辉等，2010；高晓峰等，2011；宋述光等，2013；Songetal.，2014a，2019；Yuetal.，2019)。然而，柴北缘构造带内与大洋俯冲相关的大洋岛弧也逐渐被识别出来(史仁灯等，2004；Fuetal.，2022)。由此，对于柴北缘构造带在早古生代大洋岩石圈板块俯冲阶段形成的是安底斯型陆缘弧还是大洋岛弧就产生了不同认识。

赛什腾山位于柴北缘构造带西段(图1)，早古生代岩浆岩比较发育，分布范围大。赛什腾地区还没有发现超高压变质岩的报道，暗示其遭受大陆碰撞构造过程的影响相对较小，不同于柴北缘高压/超高压变质岩广泛分布的绿梁山、锡铁山等地区。因此，赛什腾地区早古生代岩浆岩的研究有助于进一步认识柴北缘构造带大陆深俯冲之前洋盆俯冲过程。本文针对赛什腾地区早古生代花岗闪长岩、变辉长岩和变辉绿岩锆石U-Pb年龄、Lu-Hf同位素和全岩主量元素、微量元素和Sr-Nd同位素进行了研究，结合以往研究成果分析了赛什腾早古生代岩浆活动的时空分布规律、岩石成因和构造环境，探讨了柴北缘原特提斯洋俯冲和闭合过程。

图1 中央造山系大地构造格架和柴北缘位置(a)以及柴北缘及其邻区地质图(b，据Fu et al.，2018修改)

1 地质背景

柴北缘构造带包含了柴北缘超高压变质带(Chenetal.，2009；Songetal.，2014a；Zhangetal.，2017)，大体相当于柴北缘-南阿尔金俯冲碰撞杂岩带(张建新等，2015)，也被称为柴北缘早古生代活动陆缘带(许志琴等，2006)和柴北缘结合带(潘桂棠等，2009)，南北两侧分别与柴达木地块和欧龙布鲁克地块相临(图1)。赛什腾山位于柴北缘构造带西段，整体呈北西向展布(图2)，长约100km，宽约20km，地层分布、地层走向、不同时代侵入岩长轴方向和岩浆弧边界断层均呈北西走向。赛什腾地区出露最老地层为元古界万洞沟群，分布于东部滩间山一带，其中发现了新元古代(846～821Ma)基性岩墙群和变质基性火山岩(Xuetal.，2016)。下古生界滩间山群是区内分布最广泛的地层单位，可分为碎屑岩组和火山岩组，碎屑岩组分布在千枚岭一带，岩性为灰色千枚岩、变砂岩、灰岩夹绢云石英片岩和少量含锰硅质岩；火山岩组沿赛什腾山主脊两侧广泛分布，为灰绿色蚀变安山岩、玄武岩、英安岩、凝灰岩、火山角砾岩夹大理岩、硅质岩、千枚岩、砂质板岩等，大致可分为3类(岛弧拉斑玄武岩系列、钙碱性系列和高A1次钙碱性-碱性系列)，英安岩锆石U-Pb年龄为514Ma(史仁灯等，2004)。泥盆系牦牛山组为陆相砂砾岩建造，断续分布，角度不整合在下古生界之上。

图2 赛什腾地区地质略图

柴北缘赛什腾地区镁铁-超镁铁质岩分布较为广泛，北西向沿赛什腾山脉主脊断续出露。其中超镁铁质岩岩性主要为蛇纹岩和蛇纹石化橄榄岩，呈规模不一的透境体零星分布于滩间山群火山岩组中(图2)；镁铁质岩出露面积相对较大，以含有磁铁矿点的长征沟岩体为代表(出露面积约87km2)，岩体呈不规则条带状北西向展布于长征沟一带；其它岩体主要呈长轴北西走向的岩株产出，部分地区侵入于下古生界滩间山群和元古界万洞沟群中。三岔口北部地区主要为呈脉状分布的辉长岩，锆石U-Pb年龄为271Ma(庄玉军等，2020)。

不同时代中酸性侵入岩的广泛出露是赛什腾地区的一个显著特点。早古生代中酸性侵入岩主要沿赛什腾山脉主脊及两侧分布，早期(470～465Ma)为偏铝质钙碱性系列花岗岩类，成因与洋板块俯冲相关(吴才来等，2008)，晚期(444～437Ma)为弱过铝质钙碱性花岗岩类，形成与大陆深俯冲相关(吴才来等，2008；朱小辉等，2013)。泥盆纪石英闪长岩呈岩株分布在三角顶北、团鱼山和滩间山北东部，滩间山北部石英闪长岩锆石U-Pb年龄为372Ma(吴才来等，2008)。二叠纪花岗岩呈规模较大的岩基分布在三岔口北，时代为273～260Ma(高万里等，2019)。

2 岩体特征

在以往研究的基础上，本文分别对赛什腾地区早古生代花岗闪长岩、变辉绿岩和变辉长岩开展了研究工作。

花岗闪长岩主要分布在赛什腾山脉主脊三角顶一带(图2)，出露面积约为197km2，侵入于滩间山群中。岩石多具块状构造，局部地段黑云母和角闪石具弱的定向，主要矿物为石英(26%～38%)、斜长石(35%～50%)和钾长石(11%～15%)，暗色矿物为角闪石和黑云母(9%～13%)。岩体普遍具有较强的蚀变，风化面呈灰色调(图3a)，新鲜面灰色和浅绿色(图3a, b)，镜下斜长石具弱的绢云母化、绿帘石化和粘土矿化(图4a)，钾长石具轻微褐色粘土化蚀变，暗色矿物角闪石和黑云母被绿泥石、绿帘石等集合体交代呈残留假像。副矿物为磷灰石、褐帘石、锆石和榍石。岩体中见有极少量暗色微粒包体，不规则椭圆状，大小在1～5cm之间(图3b)。

图3 赛什腾地区岩浆岩野外特征

图4 赛什腾地区岩浆岩显微结构照片

辉长岩体呈透镜状岩株沿赛什腾主脊北西向展布，与围岩滩间山群和其它时代花岗岩类侵入体呈断层接触。岩石具灰绿色调，块状构造(图3c)，中细粒半自形粒状结构，矿物主要为斜长石(9%～57%)、角闪石假象(40%～88%)和少量磁铁矿(3%±)；斜长石具明显钠黝帘石化，暗色矿物被绿泥石、绿帘石和少量碳酸盐矿物集合体交代，仅保留柱状、粒状假象(图4b)。

变辉绿岩呈脉状侵入于花岗闪长岩(图3a)，三角顶一带构成岩墙群，岩脉与围岩接触界面较为平直，具隐晶质细粒化边。岩脉走向优势方位主要是北西向和北东向两组，脉宽一般是0.5～3.0m，长一般是200～1000m，倾角较陡，多数近于直立，一般大于70°，倾向无优势方位。块状构造，斑状结构(图4c)，少数为变余辉绿结构(图4d)。斑晶为斜长石(1%～7%)和暗色矿物(2%～5%)，其中斜长石半自形板状、粒状晶体，粒径在0.51～1.03mm之间，暗色矿物粒径为0.55mm。基质为暗色矿物(42%～43%)、斜长石(41%～47%)、石英(3%～4%)和碳酸盐矿物(3%)，其中，暗色矿物一般为柱状晶，部分为粒状晶，晶体长轴为0.2～0.38mm；斜长石为半自形板状晶，少量为粒状晶，个别晶体可见环带构造，晶体长轴一般在0.16～0.31mm之间；石英为他形粒状晶，粒径为0.05～0.15mm。岩石蚀变十分强烈，斜长石被钠长石和钠黝帘石交代呈假象，暗色矿物被绿泥石和阳起石交代，矿物类型无法确定。

3 样品采集及分析方法

在野外露头较好的赛什腾主脊三角顶一带选择具有代表性的早古生代花岗闪长岩、变辉长岩和变辉绿岩岩体(图2)，采集了一批新鲜样品进行锆石U-Pb年龄、Lu-Hf同位素和全岩主量元素、微量元素及Sr-Nd同位素分析。其中，用于锆石U-Pb测年及Hf同位素分析的样品包括1件花岗闪长岩样品(SJD2Gs6，三角顶南部，N38°34′54″、E94°10′11″)、1件变辉绿岩样品(SJD2Gs1，三角顶南部，N38°34′44″、E94°09′53″)和2件变辉长岩样品(2020SJD1，三角顶北部长征沟，N38°40′13″、E94°04′45″；2020XTG1，三角顶北西部西挺沟，N38°39′39″，E94°06′45″)。用于全岩地球化学分析的样品包括4件花岗闪长岩样品(SJD2Gs6～9，三角顶南部，N38°34′54″、E94°10′11″)、5件辉绿岩样品(SJD2Gs1～5，三角顶南部，N38°34′44″、E94°09′53″)和4件辉长岩样品(2020SJD1和2020SJD2，三角顶北部长征沟，N38°40′13″、E94°04′45″；2020XTG1和2020XTG2，三角顶北西部西挺沟，N38°39′39″，E94°06′45″)。用于全岩Sr-Nd同位素分析的样品包括3件花岗闪长岩、3件变辉绿岩和4件变辉长岩，采样地点和位置与相同编号的全岩地球化学分析样品一致。

本文所有分析测试工作均在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。

锆石U-Pb测年使用的ICP-MS型号为Agilent 7700e，其GeolasPro激光剥蚀系统由MicroLas光学系统和COMPexPro 102 ArF 193nm准分子激光器组成，激光束斑直径为32μm，频率控制在5Hz，能量密度为8J/cm2。外标样为国际标准锆石91500和NIST 610。具体分析流程详见Zongetal.(2017)；数据处理采用的软件是ICPMSDataCal(Liuetal.，2008，2010)；年龄计算与谐和图绘制利用Isoplot软件(ver 3.0)完成(Ludwig，2003)。

锆石原位Hf同位素比值测定采用LA-MC-ICP-MS完成。激光剥蚀系统为Geolas HD，多接收杯等离子质谱为Neptune Plus，束斑直径为44μm，激光输出能量密度为5.3J/cm2，采用单点剥蚀模式。测试中采用176Yb/173Yb值为0.79639(Fisheretal.，2014)扣除176Yb对176Hf的同量异位干扰，采用176Lu/175Lu为0.02656(Blichert-Toftetal.，1997)扣除干扰程度较小的176Lu对176Hf的同量异位干扰。标样为国际标准锆石91500和GJ-1。2个标样的外部精密度(2SD)均优于0.000020。采用软件ICPMSDataCal(Liuetal.，2010)完成数据处理。

主量元素分析采用波长色散X射线荧光光谱仪(ZSXPrimusⅡ)，标样为GBW07105(标准值)，分析精度约在1%～5%之间，FeO采用了化学滴定法，检出限为0.5%。微量元素采用GB/T14506.30—2010硅酸盐岩石化学分析方法完成，测试仪器为电感耦合等离子体质谱仪(Agilent7700eICP-MS)，精度优于10%。

Sr-Nd同位素比值测定利用Nepture Plus MC-ICPMS(Thermo Fisher Scientific)开展，Sr同位素标样为NIST SRM987，Nd同位素标样为JNdi-1。SRM987标样测试值(0.710245±0.000010和0.710237±0.000012)与推荐值一致(0.710241±0.000012，Thirlwall，1991)。USGS标样BCR-2(玄武岩)和RGM-2(流纹岩)的测试值(0.705015±0.000006和0.704147±0.000009)与推荐值一致(Lietal.，2012)。JNdi-1的143Nd/144Nd测试值(0.512118±0.000009和0.512119±0.000009)与推荐值一致(0.512115±0.000007，Tanakaetal.，2000)。BCR-2和RGM-2的测试值(0.512636和0.512801)与推荐值一致(Lietal.，2012)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄测定

1件花岗闪长岩(SJD2Gs6)、1件变辉绿岩(SJD2Gs1)和2件变辉长岩样品(2020SJD1、2020XTG1)样品LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果见表1和图5。

图5 赛什腾地区岩浆岩锆石阴极发光图像和U-Pb年龄谐和图

表1 赛什腾地区岩浆岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测定结果

续表1

阴极发光图像显示花岗闪长岩样品(SJD2Gs6)中锆石晶群简单，总体呈深灰色，均为完整、自形的柱状晶体，锆石颗粒长度在80～110μm。所测8颗锆石206Pb/238U年龄分布在492～478Ma，206Pb/238U加权平均年龄是485±3Ma(n=8；MSWD=1.8)，锆石具岩浆振荡环带(图5a)，Th/U为0.60～0.92，为岩浆锆石，可代表花岗闪长岩样品的结晶年龄。

变辉绿岩(SJD2Gs1)中锆石阴极发光图像总体呈深灰色，具较弱岩浆震荡环带或扇状分带。选取其中11颗较大的锆石晶体进行测试，结果显示锆石Th和U含量变化较大，Th含量为263×10-6～975×10-6、U含量为484×10-6～1037×10-6，这些锆石U-Pb年龄谐和度较好，206Pb/238U年龄集中在485～467Ma之间，206Pb/238U加权平均年龄为473±4Ma(n=11；MSWD=1.3)(图5b)，Th/U比值介于0.53～0.96之间，加权平均年龄可代表辉绿岩的形成时代。

长征沟变辉长岩样品(2020SJD1)的锆石阴极发光图像显示其呈灰白色，晶群简单，均为较完整、自形的长柱状晶，锆石颗粒长度为80～120μm，振荡环带明显。测试结果显示锆石Th和U含量变化较大，Th含量在87×10-6～328×10-6之间、U含量在185×10-6～709×10-6之间，锆石U-Pb年龄谐和度好，2～20号锆石测点206Pb/238U年龄集中在469～453Ma，206Pb/238U加权平均年龄为464±2Ma(n=18；MSWD=0.53)(图5c)，Th/U为0.31～0.89。西挺沟变辉长岩(2020XTG1)锆石晶群相对复杂，1～12号锆石为晶形较完整的、自形的长柱状晶，锆石颗粒长度为60～120μm，振荡环带清晰；锆石Th和U含量变化较大(Th=275×10-6～2410×10-6、U=298×10-6～1255×10-6)，Th/U为0.92～1.92，206Pb/238U表面年龄分布在475～465Ma之间，206Pb/238U加权平均年龄为470±4Ma(n=12；MSWD=0.24)(图5d)，13～16号锆石为浑圆状粒状晶，有较明显熔蚀现象，是捕虏晶，206Pb/238U表面年龄分布在2.4～1.9Ga。

4.2 全岩地球化学特征

赛什腾地区4件花岗闪长岩、5件辉绿岩和4件辉长岩样品全岩地球化学分析结果见表2。

表2 赛什腾地区岩浆岩主量元素(wt%)、稀土和微量元素(×10-6)化学成分分析结果

续表2

花岗闪长岩样品具有高SiO2(68.96%～71.48%)、低Al2O3(13.54%～14.05%)特征，其全碱含量为5.28%～6.04%，Na2O/K2O为0.6～1.8，TiO2含量为0.22%～0.26%，FeOT含量为2.76%～2.94%，CaO含量为3.0%～3.78%，MgO含量为0.94%～1.07%，A/CNK为0.99～1.04，为弱过铝质钙碱性系列岩石(图6a, b)。结合吴才来等(2008)在三角顶花岗岩岩基东南部采集2件样品的分析结果，赛什腾地区早-中奥陶世侵入岩为奥长花岗岩、英云闪长岩和花岗闪长岩(图6a, c)。分析样品的稀土总量为76.4×10-6～103.4×10-6，(La/Yb)N在12.9～18.0之间，轻重稀土分馏较强，轻稀土曲线相对陡倾，重稀土曲线具有十分明显“U”型分布特征(图7a)，δEu介于0.9～1.1。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中大离子亲石元素K、Rb和Ba富集，Pb具明显正异常，高场强元素Nb、Ta、P和Ti具有明显的负异常(图7b)。

5件辉绿岩样品烧失量较大(4.02%～6.14%)，与岩石具有较强蚀变的特征相吻合，其SiO2含量变化范围较小，在46.99%～49.03%之间，MgO(5.31%～8.79%)含量和Mg#值(47～58)较高，Al2O3含量介于14.5%～18.07%，CaO含量为7.79%～11.92%，TiO2含量较低、介于0.41%～0.83%，K2O+Na2O为1.03%～2.56%、Na2O/K2O为1.7～41.3。在去除烧失量影响后的地球化学分类投影图中，所有样品均位于SiO2-(K2O+Na2O)图解中的亚碱性区(图6a)以及SiO2-(FeOT/MgO)图解中的拉斑玄武岩系列区(图6d)。样品的稀土总量较低(26.0×10-6～62.5×10-6)，(La/Yb)N为3.3～4.0，轻重稀土分馏弱(图7c)，δEu介于 0.9～1.1，有弱的负Ce异常。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中显示富集Ba、Th和U，Sr和Pb具正异常，Nb、K和P呈明显的负异常，Ti具微弱的负异常(图7d)。

图6 赛什腾地区岩浆岩分类图解

图7 赛什腾岩浆岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a、c)和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)

4件辉长岩样品的SiO2含量为47.7%～49.77%，岩石富FeOT(11.79%～15.45%)、低MgO(3.41%～5.23%)和Mg#(31～44)，高Al2O3(15.37%～17.30%)和CaO(8.86%～10.33%)，TiO2含量较高、介于1.06%～1.57%，K2O+Na2O是2.47%～3.96%、Na2O/K2O是2.9～106.6。在去除烧失量影响后的地球化学分类投影图中，所有样品均位于SiO2-(K2O+Na2O)图解的亚碱性区(图6a)以及SiO2-(FeOT/MgO)图解中的拉斑玄武岩系列区(图6d)。样品稀土总量较低(59.2×10-6～121.6×10-6)，(La/Yb)N为3.2～5.7，轻重稀土分馏弱(图7c)，δEu介于0.9～1.1。在微量元素原始地幔标准化蛛网图中富集Th、U和Ba，具有十分明显的Pb和Sr的正异常，Ti和Nb、Ta具有较明显的负异常(图7d)。

4.3 锆石Hf同位素

4件样品锆石原位Lu-Hf同位素分析均选择在已完成U-Pb年龄测试并参与加权平均年龄计算的锆石颗粒上进行，测试结果见表3。

花岗闪长岩(SJD2Gs6)选取8颗岩浆锆石进行测试，176Hf/177Hf比值为0.282750～0.282809，平均值为0.282777；εHf(t)值均为正值，介于+9.4～+11.3之间，平均值为+10.3；对应的Hf同位素一阶段模式年龄(tDM1)分布范围为0.72～0.65Ga，平均值为0.69Ga；地壳模式年龄(tDMC)在0.86～0.74Ga之间，平均值为0.81Ga。

变辉绿岩 (SJD2Gs1) 7颗岩浆锆石的176Hf/177Hf比值为0.282337～0.282757，平均值为0.282672；εHf(t)值一个测点为-5.3，Hf同位素一阶段模式年龄(tDM1)为1.29Ga，地壳模式年龄(tDMC)为1.79Ga；其余测点均为正值，介于+7.3～+9.1之间，一阶段模式年龄(tDM1)是0.80～0.73Ga，地壳模式年龄(tDMC)是0.98～0.87Ga。

2件变辉长岩(2020XTG1、2020SJD1)20颗锆石176Hf/177Hf比值为0.282709～0.282904，平均值是0.282778，εHf(t) 值在+7.5～+13.9之间，地壳模式年龄 (tDMC)介于0.97～0.56Ga。

4.4 全岩Sr-Nd同位素

10件花岗闪长岩、变辉绿岩和变辉长岩样品全岩Sr-Nd同位素测试结果见表4。

3件花岗闪长岩样品87Sr/86Sr在0.709465～0.710395之间，(87Sr/86Sr)i为0.7048～0.7060。143Nd/144Nd为0.512371～0.512483，εNd(t)为+1.1～+3.4，tDM2为1.13～0.94Ga。

3件变辉绿岩样品87Sr/86Sr在0.705429～0.705571之间，(87Sr/86Sr)i为0.7049～0.7055。143Nd/144Nd为0.512608～0.512748，εNd(t)为+2.2～+5.5，tDM2为1.03～0.76Ga。

4件变辉长岩87Sr/86Sr为0.704218～0.705123，(87Sr/86Sr)i为0.7042～0.7044。143Nd/144Nd为0.512531～0.512612，εNd(t)为+1.4～+1.9，tDM2在1.09～1.05Ga。

5 讨论

5.1 岩浆活动期次

本文和前人研究结果表明，赛什腾地区存在寒武纪、早-中奥陶世和志留纪三期岩浆作用。

赛什腾地区岩浆活动最早的记录是赛什腾山脉北坡滩间山群寒武纪火山岩组(图2)，史仁灯等(2004)曾在赛什腾山脉北坡吉绿素一带英安岩中获得514Ma的锆石U-Pb年龄。

早-中奥陶世岩浆岩包括花岗闪长岩、变辉长岩和变辉绿岩等(图2)。本文在赛什腾山主脊一带的花岗闪长岩获得锆石U-Pb年龄为485.3±4.3Ma(图5a)，变辉绿岩锆石U-Pb年龄为472.9±3.5Ma(图5b)，三角顶北部长征沟变辉长岩锆石U-Pb年龄为463.6±2.4Ma(图5c)，三角顶北西部西挺沟变辉长岩锆石U-Pb年龄为470.0±3.5Ma(图5d)。吴才来等(2008)在岩基东南侧边部花岗闪长岩中获得锆石U-Pb年龄分别是465.5±3.5Ma和469.7±4.6Ma。因此该期岩浆活动时代初步约束在485～464Ma。

志留纪岩浆活动是以团鱼山岩体为代表的花岗闪长岩体(图2)。吴才来等(2008)和朱小辉等(2013)对赛什腾地区团鱼山岩体(图2)进行了研究，获得的锆石U-Pb年龄分别为443.5±3.6Ma和437.4±3.0Ma。

5.2 岩石成因

5.2.1 早-中奥陶世花岗闪长岩

在岩浆作用判别图中，本区早-中奥陶世花岗闪长岩为部分熔融为主的岩浆演化过程，结晶分离作用不明显(图8a, b)。样品轻重稀土分馏较强烈(图7a)，La/Yb比值介于18.0～25.1，(La/Yb)N介于12.9～18.0，Sr/Y比值(30.0～44.8)较高，表明源区残留相存在石榴石，Y-Sr/Y图解中样品投影则主要分布在埃达克岩区(图9)。(MREE/HREE)N为1.33～1.41，可能暗示其源区无角闪石残留(Tiepoloetal.，2007)。Eu具轻度负异常，Sr(平均值为336×10-6)含量相对于经典埃达克岩(Defant and Drummond，1990)略低一些，表明源区存在少量斜长石的残留或发生了轻度的斜长石的分离结晶。样品具有较低的Nb/Ta比值(7.0～8.3)，低于岛弧玄武岩的Nb/Ta比值(11.3～17.8，Münkeetal.，2004)，由于Nb和Ta贮存于角闪石和黑云母等富Ti的矿物，发生部分熔融时Ta比Nb优先进入熔体，造成Nb/Ta比值降低(Stepanov and Hermann，2013)，因此，角闪岩的部分熔融可能是导致花岗闪长岩具有较低Nb/Ta(7.0～8.3)比值熔体形成的原因之一。样品具有亏损的锆石Hf同位素组成和亏损的全岩Nd同位素组成(图10)，εHf(t)在+9.4～+11.3之间，εNd(t)介于+1.1～+3.4，表明花岗闪长岩源于亏损地幔或源于亏损地幔部分熔融形成的新生地壳。年轻的锆石Hf同位素地壳模式年龄(0.86～0.74Ga)、全岩Nd同位素二阶段模式年龄(1.13～0.94Ga)和较低的Mg#(37～41)、Cr(2.6×10-6～3.5×10-6)、Ni(2.0×10-6～3.2×10-6)含量特征暗示岩石源于新生的、年轻的基性下地壳的重熔。根据上面的分析初步推断赛什腾地区早-中奥陶世花岗闪长岩形成于早期形成的基性下地壳受后期(早-中奥陶世)规模较大的岩浆底侵作用供热的影响，下地壳部分熔融形成酸性侵入岩，残留相矿物主要为石榴石。

图8 赛什腾地区岩浆岩地球化学图解

图9 赛什腾早古生代岩浆岩Y-Sr/Y图解(底图据Defant and Drummond，1990)

图10 赛什腾地区岩浆岩锆石Hf同位素随时间分布图(a)和(87Sr/86Sr)i-εNd(t)关系图(b)

5.2.2 变辉长岩和变辉绿岩

5.2.2.1 变辉长岩

变辉长岩是具有富铁(FeOT=11.79%～15.45%)、低镁(MgO=3.41%～5.23%)和高铝(Al2O3平均值16.31%)特征的拉斑玄武岩系列岩石，Mg#(31～44)较低，Cr(3.6×10-6～16.3×10-6)和Ni(4.3×10-6～15.7×10-6)含量很低，属于非原生岩浆，可能是同化混染或结晶分异的进化岩浆。根据微量元素和同位素特征可以判断岩浆在侵入过程中是否受到地壳成分的混染，Nb-U具有相同的元素行为，在部分熔融和岩浆分异过程中它们的比值趋于均匀，这一性质可以用来判断地壳污染对封闭的岩浆系统是否有影响(Hofmannetal.，1986)，本文样品Nb/U比值为3.29～8.33，低于原始地幔Nb/U比值(34，Sun and McDonough，1989)，且与SiO2含量具正相关关系，表明岩浆没有受到了地壳混染(图8c)；SiO2含量与εNd(t)不具明显相关关系(图8d)，也排除了地壳混染的存在，锆石εHf(t)变化范围小(+7.5～+13.9)，也说明不存在地壳混染。

变辉长岩具有明显的结晶分异趋势(图8a, b)，随着Mg#值的减小Cr和Ni也呈减少趋势(图8e, f)，TiO2和FeOT含量明显升高(图8g, h)，暗示存在橄榄石和单斜辉石的分离结晶，Ti-Fe氧化物发生了一定程度的堆晶，这也与变辉长岩中普遍含有磁铁矿的特征吻合，CaO/Al2O3值与Mg#值相关性不明显，排除了单斜辉石分离结晶作用的可能性(图8i)。

样品具有较低的不相容元素比值，Zr/Y比值为1.56～3.80，Nb/Y比值为0.14～0.20，Ta/Yb比值为0.07～0.14，Nb/Yb比值为1.50～1.90，表明源区很可能为亏损的地幔；全岩εNd(t)为+1.4～+1.9，锆石εHf(t)为+7.5～+13.9，也表明源区为亏损的地幔。高Sr/Nd比值一般与板片流体相关，而高Th/Yb比值则往往与俯冲沉积物的加入有关(Davidson，1987)，变辉长岩具有偏高的Sr/Nd比值(29～39)，高于N-MORB(12.33，Sun and McDonough，1989)，Th/Yb比值(0.76～2.38)高于N-MORB(0.04，Sun and McDonough，1989)和E-MORB(0.25，Sun and McDonough，1989)。上述特征表明赛什腾地区变辉长岩在形成过程中受到了俯冲带板片流体和少量俯冲带沉积物熔体的影响。由此推断，变辉长岩源于由俯冲板片脱水产生的流体和少量俯冲带沉积物熔体加入的亏损地幔源区。

5.2.2.2 变辉绿岩

相对于原生岩浆，变辉绿岩Mg#(47～58)较低，Cr(15×10-6～321×10-6)和Ni(10×10-6～60×10-6)含量低，且变化范围大，属于非原始岩浆，即是经过结晶分异和(或)同化混染的进化岩浆。SiO2-Nb/U和SiO2-εNd(t)图解(图8c, d)表明地壳同化混染作用不明显，变辉绿岩呈岩墙状产出，倾角大，厚度小而走向沿伸大，与围岩界线清楚，说明基性岩浆有快速上升与快速冷凝的特点，这种条件下混染作用也难以发生。Ce-Ce/Sm图解和La/Sm-La图解上(图8a, b)变辉绿岩具有明显的结晶分异趋势，Mg#值与Cr、Ni和CaO/Al2O3具明显的正相关(图8e, f, i)，表明橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用较强烈，Mg#值与FeOT和TiO2含量为轻度负相关(图8g, h)，表明Ti-Fe氧化物发生了一定程度的堆晶。

变辉绿岩具有岛弧拉斑玄武岩的地球化学组成，低TiO2(平均值为0.54%)、低Al2O3(平均值为15.9%)。由基性下地壳部分熔融而来的熔体Mg#一般较低(<40)(Rapp and Watson，1995)，变辉绿岩Mg#较高(47～58)，表明其源于地幔或有地幔组分的参与；岩石具有较低的不相容元素比值，Nb/Y为0.13～0.38，Zr/Y为2.11～2.50，Nb/Yb为1.24～3.37，Ta/Yb在0.21～1.08之间，暗示源区为亏损的地幔；全岩εNd(t)为+2.2～+5.5，锆石εHf(t)在+7.3～+9.1之间，也证明变辉绿岩源区为亏损的地幔。样品具有很低的Nb含量(1.10×10-6～3.27×10-6)和较低的Nb/La(平均值为0.44)，表明源区没有俯冲带洋壳熔融物质的加入；具有很高的Sr/Nd比值(30～124)，远高于N-MORB(12.33，Sun and McDonough，1989)，Th/Yb介于0.85～1.25，高于N-MORB(0.04，Sun and McDonough，1989)和E-MORB(0.25，Sun and McDonough，1989)。上述持征暗示变辉绿岩在形成过程中受到了十分强烈的俯冲带流体的影响和少量俯冲沉积物的影响，即楔状地幔中加入了大量的板片流体和少量的俯冲带沉积物，偏高的初始Sr同位素比值(0.7049～0.7055)和负Ce异常(图7c)也可能说明俯冲带沉积物的少量加入。由此推断，变辉绿岩源于由大量俯冲板片脱水产生的流体和少量俯冲带沉积物熔体加入的亏损地幔源区。

5.3 构造环境

地球化学分析显示本文花岗闪长岩、变辉长岩和变辉绿岩均富集Th且亏损Nb、Zr、Hf和Ti(图7b, d)，与俯冲相关岩浆岩特征相似。其中，变辉绿岩Nb/Yb比值和Th/Yb比值与Mg#值不具相关性(图8j, k)，基本不受堆晶作用影响，在Nb/Y-Th/Yb构造环境判别图解中偏离地幔演化线，位于地幔演化线上部(图11)，表现出俯冲相关岩石的典型特征。花岗闪长岩形成于485Ma，具有正的锆石εHf(t)(+9.4～+11.3)和全岩εNd(t)(+1.1～+3.4)，可能源于亏损地幔或新生地壳部分熔融；变辉长岩和变辉绿岩形成于473～464Ma，它们具有正的锆石εHf(t)(+7.3～+13.9)和全岩εNd(t)(+1.4～+5.5)，这些特征与俯冲环境下流体和俯冲沉积物加入亏损地幔形成的基性岩特征相似(Stern，2010)。区域地质资料表明，柴北缘广泛发育早-中奥陶世岩浆岩，例如赛什腾石英闪长岩(465Ma；吴才来等，2008)、团鱼山花岗岩(470Ma；吴才来等，2008)、赛坝沟英云闪长岩(467～470Ma；吴洪彬等，2022；Fuetal.，2022)和旺尕秀辉长岩(468Ma；朱小辉等，2010)，这些岩石均具有岛弧或活动大陆边缘花岗岩的地球化学特征。结合本文研究结果，认为柴北缘早-中奥陶世岩浆岩形成于陆缘弧构造环境。

图11 赛什腾变辉绿岩Nb/Y-Th/Yb图解(据Pearce，2014)

此外，赛什腾地区早-中奥陶世花岗闪长岩轻重稀土分馏较强烈(图7a)，具有较高的(La/Yb)N(12.9～18.0)和Sr/Y(30.0～44.8)比值，表现出埃达克岩地球化学特征。花岗闪长岩具有较高的锆石εHf(t)和全岩εNd(t)值以及较低的Mg#(37～41)、Cr(2.6×10-6～3.5×10-6)和Ni(2.0×10-6～3.2×10-6)含量，暗示花岗闪长岩源于早期形成的新生下地壳熔融。区域地质资料显示，早-中奥陶世花岗闪长岩侵入早古生代滩间山群中，滩间山群主体为一套中基性火山岩组合。史仁灯等(2014)报道了赛什腾地区滩间山群中存在寒武纪岛弧拉斑玄武岩、钙碱性-碱性过渡型玄武岩以及较N-MORB更亏损的拉斑玄武岩以及埃达克岩(514Ma)，Fuetal.(2022)在柴北缘东侧托莫尔日特一带识别出寒武纪岛弧玄武岩、安山岩和英安岩组合，上述岛弧火山岩被认为是大洋岛弧岩浆作用产物，代表洋内俯冲形成的新生地壳。综合野外地质资料和上述研究表明，赛什腾地区早-中奥陶世花岗闪长岩岩浆源区为寒武纪新生大洋岛弧，是活动大陆边缘环境大洋岛弧下地壳部分熔融产物。

5.4 柴北缘原特提斯洋俯冲和闭合过程

寒武纪时期柴北缘存在大量岛弧拉斑玄武岩、钙碱性-碱性过渡型玄武岩、安山岩和英安岩等岩石，岩浆主要源于俯冲带上盘地幔楔的部分熔融，这些岛弧火山岩是原特提斯洋早期俯冲的重要证据，表明原特提斯洋早期经历洋内俯冲过程(图12)。

图12 柴北缘早古生代构造演化模型图

早-中奥陶世(485～464Ma)时期，花岗岩开始较大规模出现，说明大洋岛弧地壳拼贴至大陆边缘，组成赛什腾地区花岗岩为岛弧新生下地壳部分熔融的产物，基性下地壳源于俯冲带亏损地幔楔的分熔与底侵，残余相矿物组合含有石榴石，表明相对于寒武纪早期，岛弧地壳有一定程度的加厚。该阶段还形成了大量基性岩浆的侵入，洋板块俯冲带亏损楔状地幔的部分熔融与幔源岩浆的侵入非常强烈。上述特征表明早-中奥陶世(485～464Ma)是赛什腾地区与大洋俯冲相关岩浆活动最强烈的时期，是俯冲带上盘基性岩浆作用和新生大洋岛弧下地壳重熔最强烈的时期(图12)。

志留纪团鱼山花岗闪长岩(444～437Ma)具有埃达克岩的化学成分，源区残留相主要为石榴石+角闪石，岩浆可能起源于由古老元古代地壳和新生地壳组成的加厚下地壳的部分熔融(朱小辉等，2013)。已有研究表明柴北缘超高压变质带主要形成于大陆深俯冲作用，陆壳变质榴辉岩的变质年龄在440～423Ma之间(Chenetal.，2009；Songetal.，2014a；Zhangetal.，2017)，大陆初始俯冲约在445～440Ma(Songetal.，2014a，2019)，也有人认为是～450Ma(周桂生等，2017；Renetal.，2019)。柴北缘锡铁山同碰撞花岗岩时代为442～441Ma(Zhaoetal.，2017)，柴北缘与退变质榴辉岩相变质共生的埃达克质石英闪长岩-奥长花岗岩形成于446～420Ma(Yuetal.，2012，2015，2019；Chenetal.，2012；Songetal.，2014b；王强等，2020)，上述证据表明陆块碰撞时间约为445～420Ma(图12)。