西昆仑造山带晚奥陶世侵入岩的岩石成因：对原特提斯洋俯冲过程的制约*

陶再礼 尹继元 袁超 肖文交 陈文 陈岳龙 王雅美 杨帆

西昆仑造山带位于塔里木克拉通西南缘与青藏高原西北缘之间，向东以阿尔金断裂与东昆仑相连，向西连接青藏高原西构造结帕米尔高原(图1a)。西昆仑造山带是古亚洲和古特提斯构造域的结合部位，经历了多期次特提斯洋洋盆的开启、俯冲、消减以及微陆块的增生造山作用(Yin and Harrison, 2000; 肖文交等，2000; Jiangetal., 2002, 2013; Yuanetal., 2002; Xiaoetal., 2003, 2005; Gibbonsetal., 2015；Zhangetal., 2018a, b; 张传林等，2019)。该地区对研究原特提斯洋与古特提斯洋，以及青藏高原早期形成与演化历史具有重要的意义。

图1 研究区地质简图

自新元古代晚期以来，西昆仑造山带发育多期次的岩浆作用与成矿过程，它们的形成与原特提斯和古特提斯洋洋盆的俯冲-闭合演化密切相关(肖文交等，2000; Xiaoetal., 2003, 2005；张传林等，2019；Yinetal., 2020; Qiaoetal., 2021)。近年来，前人对于西昆仑造山带岩浆活动进行了大量的研究，表明自奥陶纪以来塔里木克拉通南部可能存在与原特提斯洋俯冲相关的活动大陆边缘(Wangetal., 2021a; Zhangetal., 2021)。然而，由于西昆仑造山带恶劣的自然环境，导致该地区野外地质考察难度较大、所获取的基础地质资料有限。迄今为止，前人对于该地区早古生代原特提斯洋的构造演化及其相关的岩浆作用认识尚未达成一致，特别是对原特提斯洋的俯冲极性和闭合时限等仍存在较大争议(Yuanetal., 2002; Xiaoetal., 2003, 2005; Jiangetal., 2013; 张传林等，2019；Yinetal., 2020)。一些学者认为早古生代原特提斯洋向北俯冲消亡(Yuanetal., 2002；袁超等，2003；韩芳林，2006)，闭合时限为晚奥陶-早泥盆世(邓万明，1995; Wang, 2004)。另一种观点认为，早古生代原特提斯洋向南俯冲(Liaoetal., 2010; Zhuetal., 2018; Liuetal., 2019; 张传林等，2019)，并在晚奥陶-早志留世期间发生闭合(Matteetal., 1996; Mattern and Schneider, 2000; Yeetal. 2008; Liaoetal., 2010; Jiaetal., 2013; Liuetal., 2014)。此外，Xiaoetal. (2002, 2003)认为，原特提斯洋在晚寒武-早奥陶世俯冲极性发生转换，由南向俯冲转换为北向俯冲，并发育中-晚奥陶世安第斯型弧岩浆作用。

综上所述，尽管前人对于原特提斯洋在中-晚奥陶世时期俯冲极性和闭合时限存在不同的认识，但均认同中-晚奥陶世是原特提斯洋构造演化的关键时期(Yuanetal., 2002; Xiaoetal., 2003; Zhangetal., 2018a, b; Zhuetal., 2018; Liuetal., 2019)。因此，研究西昆仑中-晚奥陶世岩浆活动，对于理解西昆仑造山带乃至整个青藏高原早期的形成与演化具有重要的意义。

基于此，本文分别对西昆仑造山带中阿喀孜和赛图拉两处的早古生代侵入岩开展了详细的岩石学、全岩地球化学、Sr-Nd 同位素以及锆石U-Pb 定年和Hf-O 同位素分析，揭示其岩石成因和源区组成，并结合前人研究资料，探讨其形成时的构造环境，为进一步约束原特提斯洋的俯冲极性及其动力学过程提供依据。

1 地质背景和样品特征

西昆仑造山带位于青藏高原西北缘与塔里木克拉通西南缘的结合地带，经历了漫长、复杂的演化过程(图1a; Xiaoetal., 2003, 2005; Zhangetal., 2007)。构造上，西昆仑造山带自北向南主要划分为北昆仑地体、南昆仑地体、甜水海地体和喀喇昆仑地体4个构造单元，其间分别以库地-其曼于特蛇绿缝合带、麻扎-康西瓦缝合带以及红山湖-乔尔天山缝合带为界(图1b；Jiangetal., 2002; Xiaoetal., 2002, 2005; Zhangetal., 2007)。

南昆仑地体位于库地-其曼于特缝合带以南、麻扎-康西瓦缝合带以北的区域，处于西昆仑造山带中带，是研究早古生代原特提斯洋构造演化的关键位置(图1b; Xiaoetal., 2003, 2005; Yuanetal., 2005)。南昆仑地体由多种构造单元组成，含有前寒武纪、古生代、中生代地层和蛇绿混杂岩等构造单元(Xiaoetal., 2003, 2005; Yuanetal., 2005)。其中，南昆仑地体前寒武纪基底主要由古元古代和中元古代不同程度的变质岩组成，岩石组合包括黑云母/角闪片岩、黑云母/角闪片麻岩、长石石英变粒岩、透辉石大理岩以及混合岩化片麻岩等(张传林等，2019)。区内出露的库地蛇绿岩是一套逆冲型蛇绿混杂岩，主要由超镁铁质岩、层状辉长岩、基性火山岩、杂色火山碎屑岩系和最上部的复理石盖层组成(潘裕生等，2000)。前人对蛇绿岩体中的基性-超基性岩进行了锆石U-Pb定年，获得年龄范围为526～494Ma，表明其形成于寒武纪(肖序常等, 2003; 张传林等, 2004;李天福和张建新, 2014)。库地蛇绿混杂岩火山层序的地球化学特征表明，它们形成于初始俯冲环境(Yuanetal., 2005)或大洋盆地早期裂谷阶段(Yangetal., 1996; Wang, 2004)，是原特提斯洋早期演化的产物。南昆仑地体内岩浆活动较为强烈，其岩石组合类型相对复杂，大致可分为两个不同时期，一是与原特提斯洋演化密切相关的早古生代岩浆岩带，即北带；另一个是与古特提斯洋演化密切相关的晚古生代-早中生代岩浆岩带，即南带(图1b; Xiaoetal., 2003; Zhangetal., 2018a, 2019a; Yinetal., 2020)。研究表明，南昆仑早古生代早期(530～485Ma)的花岗岩显示出岛弧岩浆特征，为典型的I 型花岗岩，具有相对亏损的Sr-Nd同位素组成(Liuetal., 2014; Zhangetal., 2019a; Yinetal., 2020) 。而晚期(485～430Ma)的花岗岩包含有I 型花岗岩和S型花岗岩(张传林等，2019)，其地球化学特征表现出大陆弧岩浆作用，伴有相对富集的Sr-Nd同位素特征(袁超等，2003; Liaoetal., 2010; Jiaetal., 2013; Wuetal., 2021)。

本次研究的样品WK1620(37°4′59″N、76°51′0″E)和WK1631(36°18′54″N、78°13′36″E)分别采于南昆仑地体内的阿喀孜和赛图拉岩体(图1c, d)，它们均侵入前寒武纪地层中，大致呈北西方向展布。其中，阿喀孜二长岩为块状构造，似斑状结构(图2a)。岩石斑晶主要为钾长石(～40%)，呈近半自形板状，杂乱分布，粒度5～10mm，为正长石(图2b)。基质由斜长石(～40%)、石英(～5%)钾长石(～5%)、黑云母(～7%)、白云母(～3%)组成。斜长石呈半自形板状，高岭土化、绢云母化明显，轻黝帘石化。钾长石呈他形粒状，杂乱分布，粒度一般0.2～2mm，部分2～4mm，为正长石。黑云母、白云母呈片状，杂乱分布(图2b)。赛图拉石英闪长岩为块状构造，中粒半自形粒状结构(图2c)，岩石由斜长石(～60%)、钾长石(<5%)、石英(～10%)、黑云母(～10%)、角闪石(～15%)组成(图2d)。斜长石呈半自形板状，杂乱分布，粒度一般2～5mm。钾长石呈他形粒状，零散分布，粒度一般2～3mm。石英呈他形粒状，填隙状分布。黑云母呈片状，多色性明显，少数被绿泥石、绿帘石交代。角闪石呈半自形柱状，为普通角闪石，多色性明显，杂乱分布，粒度一般2～4mm，局部被黑云母交代。

图2 西昆仑造山带阿喀孜二长岩(a、b)和赛图拉石英闪长岩(c、d)野外和显微镜照片

2 分析方法

2.1 矿物电子探针分析

本次研究基于野外和显微镜下矿物颗粒形态与结构的观察，选取赛图拉石英闪长岩中的角闪石颗粒进行电子探针成分分析。本次研究的角闪石电子探针分析是在中国地质科学院地质研究所电子探针实验室完成, 测试仪器选用JXA-8100, 仪器在加速电压15kV、电流2×10-8A、摄谱时间10sec、束斑直径5μm的条件下工作。角闪石Fe3+校正依据Si+Al+Ti+ Mg+Fe+Mn=13 进行(Droop，1987)。

2.2 全岩主、微量元素分析

全岩主量元素和微量元素分析分别在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室和中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成。在做元素测试分析前，首先选取蚀变较弱的岩石样品，清除表面杂质后破碎成岩屑，然后放到稀盐酸中浸泡1h，去掉次生的碳酸盐矿物，用去离子水在超声波中清洗样品，并重复2～3次，烘干后用磨样机磨至200目供测试分析。主量元素分析采用Rigaku RIX2000 型荧光光谱仪(XRF)，其SiO2分析精度约为±1%，MnO和P2O5的分析精度约为±5%，其他主量元素的分析精度约为±2%，详细步骤见参考文献Yuanetal.(2010)。微量元素分析流程为：①准确称取50mg 样品放于聚四氟乙烯坩埚中，加入1mL HF 和1mL HNO3；②将坩埚放入钢套中密封，再置于烘箱中在190℃下加热36h，消解样品；③冷却后取出坩埚，置于低温电热板上蒸干，加入1mL HNO3继续蒸干完全；④于坩埚中准确加入5×10-7g 的Rh 内标溶液、2mL HNO3、3mL去离子水，重新置于钢套中，于140℃下加热5h。冷却后取出坩埚，摇匀，取0.4mL 溶液至离心管中，定容至10mL，使用ELAN DRC-e ICP-MS测定，分析精度通常优于5%。详细流程见参考文献Qietal.(2000)。

2.3 全岩Sr-Nd同位素分析

全岩Sr-Nd同位素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室完成。根据所测样品微量元素含量，相应地称同位素样品于Teflon溶样器中；然后加入纯化的1:1 HNO3和HF混合溶样，在加热板上加热溶样5～7天，之后开盖蒸干；加入4mol/L HNO3将其蒸干；然后再次加入4mol/L HNO3保温4h以上，使溶液颜色为无色透明。Sr和稀土元素在专用的阳离子交换柱上进行分离，分离出的REE蒸干，之后用硝酸溶解，进一步采用EDEHP树脂提取纯化的Nd。本文中Sr-Nd同位素分别在Triton系列热电离质谱仪(TIMS)和Micromass Isoprobe型多接受器电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上测试完成。此外，本次样品86Sr/88Sr和143Nd/144Nd质量分馏分别用86Sr/88Sr=0.1194和143Nd/144Nd=0.7219校正，并且 Sr、Nd 同位素分析流程的空白样均小于3×10-10g。详细的分析流程见梁细荣等(2002)和韦刚健等(2002)。

2.4 锆石U-Pb定年分析

锆石颗粒是通过样品破碎、重选、磁选、手工挑纯等常规程序完成。在双目显微镜下挑选出最适合测试的锆石颗粒，用环氧树脂固定在玻璃板上，并将锆石抛光，用反射光和透射光照相、阴极发光扫描电子显微镜(CL)检查锆石内部结构，挑选出锆石测试点。锆石U-Pb年龄测试在中国科学院地质与地球物理研究所完成，锆石U-Pb定年分析在激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)上完成。实验条件为：根据锆石大小，激光剥蚀束斑设为40～50μm；激光脉冲频率为8Hz，脉冲输出能量为100mJ。实验过程中，分别使用标准锆石91500和GJ-1作为外标和内标来校正数据；同时使用标准锆石91500和标准硅酸盐玻璃NIST 610作为元素分馏校正的内标来优化仪器。详细的实验方法和流程见谢烈文等(2008)。锆石年龄的分馏校正和计算使用ULITTER 4.0软件完成。所有年龄结果均以204Pb含量做了普通铅校正(Andersen，2002)，采用Isoplot (Ver. 3.0)绘制U-Pb年龄谐和图和相对概率直方图，详见Ludwig(2003)。

2.5 锆石Lu-Hf同位素分析

锆石原位Lu-Hf同位素分析是在中国科学院地质与地球物理研究所完成，测试仪器选用配有193nm激光取样系统的Neptune多接受电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)。Hf同位素分析在原来U-Pb年龄分析的点上进行。激光剥蚀取样的过程中，激光脉冲频率为6Hz，束斑直径为60μm。标准锆石91500的176Hf/177Hf值和176Lu/177Hf比值分别为0.282282±8 (2σ，n=30)和0.00031，与激光剥蚀法测得的176Hf/177Hf推荐值0.282307±31(2σ)(谢烈文等, 2008)吻合。所测点基本为原位分析锆石U-Pb定年点，每分析8个样品测点分析一次GJ-1作为监控点，本次实验GJ-1的测试精准度为0.282030±30 (2σ)，详细步骤见谢烈文等(2008)。

2.6 锆石氧同位素分析

锆石原位氧同位素分析在中国科学院广州地球化学研究所离子探针实验室的Cameca IMS-1280 型双离子源多接收器二次离子质谱仪上进行。实验采用强度为～2nA 一次133Cs+离子束通过10kV加速电压轰击样品表面，使用高斯照明方式聚焦于约10μm大小，并以光栅扫描方式扫描10μm 大小的范围，经过-10kV加速电压提取负二次离子，然后通过30eV能量窗过滤，质量分辨率为2500，使用2个法拉第杯同时接收16O和18O。采用核磁共振技术来控制磁场稳定性，一般可达到<3×10-6/16h。其中，锆石16O信号一般为1×109cps，每个样品点分析采集16组数据，单组积分时间4s，单点测量时间约5min。使用蓬莱标准锆石δ18OVSMOW=5.3±0.10‰(2σ)和青湖标准锆石δ18OVSMOW=5.4±0.2‰(2σ)对测得的氧同位素值进行仪器质量分馏(IMF)校正。对于18O/16O比值，单次分析的内部精密度一般优于0.2‰～0.3‰ (1σ)，使用蓬莱标准锆石作为外标对数据进行校正，其内部精度为0.50‰(2SD，n=68)。详细分析流程见Yangetal. (2018)。

3 分析结果

3.1 矿物化学特征

本文对西昆仑造山带赛图拉地区石英闪长岩中的角闪石进行了矿物电子探针分析，分析结果见表1。角闪石作为石英闪长岩中主要的镁铁质矿物，记录母岩浆的结晶物理条件和化学性质(Ridolfietal., 2010; Ridolfi and Renzulli, 2012)。角闪石主要呈自形-半自形柱状(图2d)，具有较低的Mg/(Mg+Fe2+)比值(0.42～0.47；表1)，属于钙镁闪石(Leakeetal., 1997)，并且具有较高的Fe/(Mg+Fe)比值(0.55～0.60)，表明它们是在高氧逸度(fO2)条件下结晶形成的(Anderson and Smith，1995)。根据Ridolfietal. (2010)提出的角闪石温度计计算公式得到石英闪长岩中角闪石的形成温度范围为866～906℃，平均值为884℃。此外，结合多种角闪石压力计计算公式得到石英闪长岩中角闪石结晶压力范围为0.24～0.47GPa，压力平均值为0.34GPa(表1; Hollisteretal., 1987; Johnson and Rutherford, 1989; Ridolfietal., 2010)。

表1 西昆仑造山带赛图拉石英闪长岩(样品WK1631)角闪石电子探针成分 (wt%)

3.2 锆石U-Pb年龄

分别对西昆仑造山带阿喀孜二长岩(样品WK1620)和赛图拉石英闪长岩(样品WK1631)进行了锆石U-Pb定年分析，详细分析结果见表2。

表2 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb分析结果

两件样品的锆石都呈透明-半透明无色或淡黄色，颗粒晶形较好，大部分为自形-半自形的柱状，粒径大小介于100～350μm 之间，长宽比约为2:1～3:1。锆石的阴极发光图像显示其发育有良好的岩浆振荡环带(图3)，结合其高的Th/U 比值(0.41～1.13)， 表明其为典型的岩浆锆石(Belousovaetal., 2002)。阿喀孜二长岩所测15颗锆石的206Pb/238U 年龄介于452～461Ma之间，所有分析点均位于206Pb/238U 与207Pb/238U 谐和线上及其附近(图3a)，具有较好的协和性，其加权206Pb/238U年龄为456±2Ma(MSWD=2.0，图3a)，该年龄代表阿喀孜二长岩的结晶年龄。赛图拉石英闪长岩(样品WK1631)所测22颗锆石的206Pb/238U 年龄介于449～456Ma之间，显示出有良好的协和度。锆石206Pb/238U 加权平均年龄为452±2Ma(MSWD=0.48，图3b)，代表了赛图拉石英闪长岩的结晶年龄。该年龄与阿喀孜二长岩的结晶年龄在误差范围内一致。

图3 西昆仑造山带阿喀孜二长岩与赛图拉石英闪长岩的锆石U-Pb 年龄谐和图和加权年龄直方图

3.3 主、微量元素特征

阿喀孜二长岩的SiO2含量介于56.5%～59.2%，显示出高钾(K2O=5.82%～6.72%)、富碱(Na2O+K2O=10.5%～11.8%)、低镁(MgO=0.89%～0.97%)等特征(表3)；此外，分析样品具有较高K2O/Na2O比值(>1)，里特曼指数δ=8.1～8.9，属于钾质碱性岩系列范围(图4a, b)。所有样品均具有较高的Al2O3含量(19.6%～20.4%)和中等的铝饱和指数(A/CNK=1.00～1.06)，属弱过铝质岩石系列(图4c)。在SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)图解中，岩石样品落入铁质岩石区域(图4d)。

表3 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩主量元素(wt%) 与微量元素(×10-6)组成

阿喀孜二长岩显示出较高的稀土元素总量(ΣREE=465×10-6～493×10-6)，轻稀土富集((La/Yb)N=30～32)，重稀土相对平坦((Ho/Yb)N=0.88～0.95)，以及轻微的负Eu 异常(δEu=0.83～0.95)(图5a)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，阿喀孜二长岩富集大离子亲石元素(如：Rb、Ba、Th和K等)和轻稀土元素，相对亏损Nb、Ta、P和Ti等元素(图5b) 。

赛图拉石英闪长岩的SiO2含量为56.8%～58.6%，显示出较高K2O/Na2O 比值(1.22～1.51)、MgO 含量(2.93%～3.41%)和Mg#值(45)，以及具有相对较低的全碱含量(Na2O+K2O=5.75%～6.40%)，其里特曼指数(σ)<3.3，属于高钾钙碱性系列岩石(图4b)。在侵入岩TAS 图解上，样品落入亚碱性系列闪长岩-二长岩区域 (图4a)。另外， 这些样品具有相对低的A/CNK比值(0.85～0.89)，属于弱过铝质岩石系列(图4c)。在SiO2-FeOT/(FeOT+MgO)图解中，岩石样品均落入镁质岩石范围(图4d)。

图4 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩主量元素判别图

赛图拉石英闪长岩稀土元素总量(ΣREE)在152×10-6～233×10-6之间，显示出较高的 (La/Yb)N(8.92～15.64)，轻重稀土分馏明显，伴随着弱的负Eu 异常(δEu=0.70～0.75)(图5a)。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛图中，所有样品都显示富集大离子亲石元素(Rb、Th、U和K 等)和轻稀土元素，明显亏损Nb、Ta、P和Ti等元素，且Sr 和Ba显示出轻微的亏损特征(图5b)。

3.4 Sr-Nd同位素特征

本文对阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩进行了全岩Sr-Nd同位素分析，详细分析数据见表4。分别使用456Ma和452Ma来计算二长岩和石英闪长岩样品初始(87Sr/86Sr)i和εNd(t)值。阿喀孜二长岩两件样品均具有较高的初始(87Sr/86Sr)i值(0.72057～0.72186)(图6a)和较低的147Sm/144Nd 比值(0.0774～0.0791)。所有样品均显示出负的εNd(t)值(-5.1～-4.5)，二阶 Nd 模式年龄(tDM2)为1.56～1.60Ga。赛图拉石英闪长岩也表现出富集的Sr-Nd同位素特征，样品的初始(87Sr/86Sr)i值为0.71317～0.71322(图6a),147Sm/144Nd 比值为0.1200～0.1208，εNd(t)值为-5.6～-5.1，二阶Nd 模式年龄为1.60～1.65Ga。

表4 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩全岩Sr-Nd 同位素分析结果

3.5 Hf-O同位素特征

完成锆石U-Pb年龄测试后，对靶进行抛光，在测年锆石颗粒相同位置进行Hf同位素分析，分析结果见表5。其中阿喀孜二长岩的16 颗锆石测点的176Lu/177Hf 比值在0.00086～0.00173 之间，(176Hf/177Hf)i值为0.28227～0.28239，εHf(t)值为-7.6～-3.4(用t=456Ma来计算)(表5、图7a)，二阶段Hf 模式年龄为1.65～1.92Ga。赛图拉石英闪长岩所测锆石点的176Lu/177Hf 值为0.00045～0.00108，(176Hf/177Hf)i值范围为0.28229～0.28241，εHf(t)值范围介于-7.8～-2.9之间(表5、图7c)，二阶段Hf 模式年龄为1.63～1.94Ga。

表5 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩锆石Lu-Hf 同位素组成分析结果

对西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩样品重新制靶进行锆石O 同位素分析，详细分析结果见表6。阿喀孜二长岩共分析16颗锆石，所测锆石点的δ18O 变化范围为5.39‰～7.94‰ (图7b)，平均值为7.27‰。赛图拉石英闪长岩共15颗锆石，δ18O 变化范围为6.64‰～7.86‰(图7d)，平均值为7.26‰。

表6 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩锆石氧同位素分析结果

4 讨论

4.1 岩石成因

4.1.1 赛图拉石英闪长岩

本次研究的石英闪长岩样品显示出中等的SiO2含量(56.8%～58.8%)，类似于大陆地壳，且具有明显的Nb-Ta负异常，表明其源区可能存在大陆地壳成分(图7b；Rudnick，1995)。因此，分析其源区是否发生地壳混染，对于研究其岩石成因具有重要的意义。一般来说，岩浆在上升过程中会同化混染地壳物质(Spera and Bohrson, 2001)，并且会导致全岩εNd(t)、Mg#、Nb/La和Nb/Th比值降低，而初始(87Sr/86Sr)i比值增加。然而，本次研究中石英闪长岩样品具有相对较均一的εNd(t)值和(87Sr/86Sr)i比值(图6a)，同时Mg#值和Nb/Th比值随SiO2含量的升高而无明显变化(表3)，表明其源区并没有发生明显的地壳同化混染作用。此外，在Harker 图解中，赛图拉石英闪长岩显示出明显的线性变化趋势，指示其源区在岩浆演化过程中可能经历了一定程度的结晶分离作用(图8)。 其中，这些样品的主、微量元素MgO、CaO、CaO/Al2O3、Cr、Ni与SiO2之间呈负相关，表明其源区发生了橄榄石、角闪石和辉石的分离结晶作用。而Fe2O3、TiO2与SiO2之间的呈负相关性，结合微量元素蛛网图中P 和Ti明显负异常(图5b)，表明其发生了磷灰石和Fe-Ti等氧化物分离结晶。反之，赛图拉石英闪长岩具有较弱的负Eu异常(δEu=0.70～0.75)，且Eu/Eu*与SiO2之间没有明显的负相关性，表明赛图拉石英闪长岩演化过程中并没有经历斜长石的分离结晶作用。

图5 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)与原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

图6 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i(a)和 (Hf/Sm)N-(Ta/La)N(b)图解(底图据La Flèche et al., 1998)

图7 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩锆石εHf(t)和δ18O值直方图

目前，关于准铝质高钾钙碱性石英闪长岩的岩石成因主要有三种不同的观点：(1)基性下地壳的部分熔融(Chappell and White, 2001)；(2)幔源岩浆和壳源岩浆之间的混合(Kempetal., 2007)；(3)俯冲流体或熔体交代地幔楔的部分熔融(Kelemen，1995; Shietal., 2021)。赛图拉石英闪长岩SiO2在56.8%～58.8%之间，具有相对高的MgO含量(2.93%～3.41%)和Mg#值(～45)，不同于基性下地壳部分熔融产生的岩浆(SiO2>65%，Mg#值通常小于40; Rapp and Watson, 1995; Rappetal., 1999)。同时，壳源岩浆具有相对低的Nb/Ta (平均值11)和Ti/Zr比值(平均值<20)，而赛图拉石英闪长岩的Nb/Ta和Ti/Zr比值分别介于14～17 和42～62，明显高于壳源岩浆的范围，而与幔源岩浆Nb/Ta (平均值17.5)和Ti/Zr (平均值> 40)比值相近(Sun and McDonough, 1989; Rudnick and Gao, 2003)。因此，赛图拉石英闪长岩的源区并不是来自基性下地壳。此外，幔源岩浆和壳源岩浆之间的混合形成的中性岩通常会伴随有大量的铁镁质包体，并具有相对分散的同位素成分(吴福元等，2007)。与之相比，赛图拉石英闪长岩岩体缺乏铁镁质包体(图2c)，且岩石样品具有相对一致的Sr-Nd-Hf-O同位素组成，表明石英闪长岩不是来自于幔源与壳源岩浆混合。因此，赛图拉闪长岩样品表现出富集大离子亲石元素，亏损高强场元素，暗示其源区可能为受到俯冲流体或熔体交代的地幔楔。研究表明，俯冲板片或拆沉下地壳部分熔融的熔体与地幔反应可以形成中-酸性岩浆，且这种类型的岩浆通常显示埃达克岩特征，伴有高Sr /Y 比值和低Y 和Yb 含量(Defant and Drummond, 1990; Stern and Kilian, 1996)。然而，赛图拉石英闪长岩具有相对较低的Sr/Y 比值以及较高的Y 和Yb 含量(表3)，不同于俯冲板片或拆沉下地壳来源的埃达克岩。同时，在(Ta/La)N-(Hf/Sm)N图解中(图6b)，赛图拉石英闪长岩主要落入俯冲流体交代作用的区域，表明其地幔源区可能受俯冲板片流体交代的影响。加之，本次研究的石英闪长岩样品具有富集的Sr-Nd-Hf同位素成分，类似于西昆仑地区同时期的基性岩富集的同位素特征(图6a；Yeetal., 2008; Zhangetal., 2016, 2021; Wangetal., 2021a)，进一步暗示其源区可能来源于受流体交代的富集地幔楔。

最后，本文使用Rhyolite-MELTS热力学程序模拟岩浆的分离结晶过程，用来判断石英闪长岩样品是否来源于富集地幔岩浆的分离结晶。根据角闪石温压计表明，初始岩浆中水含量为+1%、氧逸度为ΔQFM+1～ΔQFM+2，富集地幔岩浆可以在0.3GPa的压力下分离结晶形成赛图拉石英闪长岩岩体。在本次模拟中，我们选取塔里木克拉通南缘(北昆仑地块)中奥陶世玄武岩样品(1144AY-3；桑明帅等，2019)作为分离结晶的初始岩浆。模拟结果表明，赛图拉石英闪长岩可由玄武岩(1144AY-3)通过橄榄石、辉石、角闪石、长石以及Fe-Ti氧化物分离结晶而形成(图8a-e)。综上所述，我们认为本文的石英闪长岩可能来源于受俯冲流体交代的岩石圈地幔，并且在上升过程中伴随着大量的橄榄石、辉石、角闪石、磷灰石和Fe-Ti氧化物的分离结晶，地壳混染作用不明显。

图8 西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩主量和微量元素与SiO2的二元图

4.1.2 阿喀孜二长岩

阿喀孜二长岩具有高的全碱(Na2O+K2O=10.5%～11.8%)和K2O (5.82%～6.72%)含量，以及较高 K2O/Na2O 比值(1.20～1.44)，在(Na2O+K2O)-SiO2图中投影点落在碱性区域, 属于典型的钾质碱性岩石。长期以来，关于钾质碱性岩的岩石成因一直备受争议，多种可能的源区已经被提出：(1)来源于地幔的部分熔融(Eby, 1992; Zhuetal., 2020)；(2)幔源基性岩浆与壳源岩浆混合后结晶分异的产物(Yangetal., 2006)；(3)形成于基性下地壳物质的部分熔融(Kingetal., 1997; Patio Douce, 1997)。

首先，地幔部分熔融作用形成的岩浆通常具有较高的MgO、Cr、Ni含量和较高的Mg#值(>40；Bakeretal., 1995)。然而，本次研究的二长岩具有极低的MgO(0.88%～0.97%)、Cr(2.71×10-6～4.03×10-6)和Ni(1.39×10-6～3.01×10-6)含量，以及较低的Mg#值(27～28)，明显低于地幔部分熔融形成的岩浆(Bakeretal., 1995)。同时，阿喀孜二长岩具有相对富集的Sr-Nd同位素特征((87Sr/86Sr)i=0.72057～0.72186;εNd(t)=-5.1～-4.5)(图6a)，不同于西昆仑造山带同时期来源于富集地幔基性岩的同位素特征(图6a; Zhangetal., 2016; Wangetal., 2021a)，表明其不是富集地幔部分熔融形成的产物。另外，阿喀孜二长岩与赛图拉石英闪长岩在岩石学和地球化学上有明显差异: (1)二长岩主要矿物为钾长石、斜长石、黑云母，具有少量石英、白云母，而石英闪长岩主要为斜长石、角闪石、石英，以及少量的黑云母；(2)石英闪长岩稀土总量(ΣREE=145×10-6～252×10-6)明显低于二长岩的稀土元素总量(ΣREE=466×10-6～494×10-6)，并且石英闪长岩具有更高的Nb 和Ta亏损程度(图5b)；(3) 二长岩的A/CNK 值(0.99～1.06)较石英闪长岩的A/CNK 值(0.85～0.89)高，且二长岩的Al2O3、Na2O 和全碱(K2O+Na2O)含量明显高于石英闪长岩的相应元素含量；(4)在哈克图解上，二长岩与石英闪长岩多表现出相互平行的元素变化趋势(图8a-i)，并没有分离结晶的相关趋势。因此，这些特征均表明本次研究的二长岩与石英闪长岩具有不同的岩石成因及源区，暗示阿喀孜二长岩不可能来源于富集地幔源区。其次，阿喀孜二长岩缺乏镁铁质捕虏体/包体(图2a)以及具有相对一致的Hf-O同位素成分(图7a, b)，明显不同于壳幔混合形成岩浆的物理和同位素地球化学特征，表明其岩浆源区也不是幔源基性岩浆与壳源岩浆混合的产物。相比之下，本文二长岩显示出富集轻稀土元素及Rb、Th、K 等大离子亲石元素，而相对亏损Nb、Ta、P和Ti，这些微量元素地球化学组成指示其与大陆地壳物质具有明显的亲缘性(Rudnick and Gao, 2003)。加之，阿喀孜二长岩具有较高的(87Sr/86Sr)i比值(0.72057～0.72186)，负的全岩εNd(t)值(-5.1～-4.5)和负的锆石εHf(t)值(-7.6～-3.4)，类似于同时期阿喀孜地区地壳部分熔融形成的花岗岩样品同位素特征((87Sr/86Sr)i=0.70857～0.72293；εNd(t)=-5.7～-4.1；εHf(t)=-7.8～-2.7；Jiaetal., 2013) (图6a)，表明其源区可能也来自古老的基性下地壳物质的部分熔融。

阿喀孜二长岩具有相对较低的Sr 含量(347×10-6～351×10-6)，高的Yb(2.81×10-6～2.96×10-6)含量，并且表现出平坦的重稀土元素分布模型((Ho/Yb)N=0.87～0.95)，表明其源区可能为角闪石残留相，而无石榴子石残留。另外，这些岩石具有轻微的负Eu异常(Eu/Eu*=0.86～0.98)，且Eu/Eu*与SiO2之间具有明显的负相关关系(图8h)，暗示其源区可能有少量的斜长石分离结晶。此外，在微量元素蛛网图中，阿喀孜二长岩样品明显亏损Ti和P(图5b)，指示岩浆源区具有磷灰石以及Fe-Ti氧化物的分离结晶。综上所述，阿喀孜二长岩由古老的基性下地壳物质在低压下部分熔融形成的，并且伴随有磷灰石和Fe-Ti氧化物的分离结晶作用。

4.2 构造意义

西昆仑造山带位于青藏高原的西北缘、塔里木盆地的西南缘，在早古生代经历了多期次俯冲-增生和碰撞作用，是原特提斯洋构造演化的关键位置 (Yuanetal., 2002, 2003; Xiaoetal., 2003, 2005; Liaoetal., 2010; Zhangetal., 2016, 2018a, b, 2019a; Yinetal., 2020)。但是，目前对于西昆仑地区中-晚奥陶世的构造背景，仍然存在很大的分歧：一些学者提出西昆仑造山带在中-晚奥陶世为后碰撞阶段的俯冲板片断离(高晓峰等，2013)；还有学者认为西昆仑造山带在中-晚奥陶世为原特提斯洋向南俯冲相关的岛弧环境(潘裕生等，2000; Liaoetal., 2010; Zhangetal., 2018a, b; Zhuetal., 2018; Wuetal., 2021)，或原特提斯洋向北俯冲相关的活动大陆边缘环境(Xiaoetal., 2003, 2005; 袁超等，2003; 柳坤峰等，2014; Wangetal., 2017)。

西昆仑造山带赛图拉地区晚奥陶世石英闪长岩微量元素表现出富集Rb、Ba、K、Th等大离子亲石元素，亏损Nb、Ta、Ti 等高场强元素，具有富集的Sr-Nd-Hf同位素组成，与来自受俯冲板片流体交代的富集地幔源区(Pearceetal., 1984)特征一致，暗示其形成于俯冲消减的岩浆弧构造环境。另外，赛图拉石英闪长岩中角闪石具有较高Mg/(Mg+Fe)值，范围为0.55～0.60，表明其岩浆源区具有较高的氧逸度fO2的特征，与俯冲带相关的弧岩浆作用一致(Anderson and Smith，1995)。结合该时期西昆仑地区东段发育一套似安第斯型活动大陆边缘的钙碱性火山岩组合(桑明帅等，2019；玄武安山岩-安山岩-流纹岩；473Ma)，表明原特提斯洋在中奥陶世还存在俯冲作用(桑明帅等，2019)。再者，Yangetal. (2010)对麻扎-康西瓦地区早三叠世变质岩研究提出，其原岩沉积时代为奥陶纪至志留纪，是远洋沉积物或沉积在增生楔中的碎屑复理石建造(韩芳林，2006; Zhangetal., 2007)。最近的研究显示，西昆仑造山带南部的苏巴什蛇绿岩中辉长岩-辉绿岩-玄武岩年龄为446～455Ma，且具有N-MORB 地球化学特征(Zhaetal., 2022)，表明该蛇绿岩为晚奥陶世原特提斯洋洋壳的残留组分。因此，这些证据均表明原特提斯洋在中-晚奥陶世仍然存在，洋壳俯冲作用继续发生。

前人根据早古生代岛弧岩浆主要分布在奥依塔克-库地缝合带南侧，认为早古生代原特提斯洋的俯冲极性为西南向(潘裕生等，2000; Liaoetal., 2010; Liuetal., 2014, 2019; Zhangetal., 2018a, b; 张传林等，2019)。然而，根据岛弧岩浆与缝合带的相对位置来判断俯冲极性也存在着对缝合带性质认识的争论，例如：一些学者认为奥依塔克-库地更可能为早古生代俯冲带的弧后盆地，而得出了俯冲极性为向北的相反结论(Wang, 2004；Xiao et a1., 2005；韩芳林，2006)。近期的研究显示，塔里木克拉通南缘(北昆仑地块)也存在大量的早古生代弧岩浆活动，并提出这些岩浆活动可能与原特提斯洋北向俯冲有关(桑明帅等，2019; Wangetal., 2021a)。结合前人研究表明，南昆仑地块与塔里木克拉通南缘中奥陶世至早志留世基性岩均具有富集的Sr-Nd同位素成分((87Sr /86Sr)i=0.7070954～0.71586，εNd(t)=-6.7～-2.0，Yeetal., 2008; Zhangetal., 2016, 2021; Wangetal., 2021a)，类似于塔里木克拉通南缘新元古基性岩的同位素特征(图6a；Zhangetal., 2010)。因此，该时期西昆仑地区基性岩岩浆源区可能都来自于塔里木克拉通古老的岩石圈地幔。此外，本次研究表明晚奥陶世赛图拉石英闪长岩和中奥陶世塔里木克拉通南缘的玄武质岩石存在着密切的成因联系，进一步暗示着中-晚奥陶世原特提斯洋向北俯冲到南昆仑与塔里木克拉通南缘。这一观点也得到下列地质证据的支持：(1)袁超等(2003)基于对库地128岩体(471Ma)的研究提出，这个岩体形成于活动大陆边缘(塔里木克拉通南缘)，是原特提斯洋向北俯冲到塔里木克拉通的产物；(2)刘成军(2015) 通过沉积相和物源分析，认为甜水海地区奥陶系冬瓜山群(O2-3D)的沉积盆地原型为被动大陆边缘盆地、下志留统温泉沟群(S1W)的沉积盆地原型为汇聚板块边缘残余海盆。从沉积学角度证明麻扎-康西瓦-苏巴什构造带在早古生代已经存在，且原特提斯洋至少从中奥陶世开始向北俯冲(柳坤峰等，2014; Wangetal., 2017)。因此，综合上述证据，我们认为原特提斯洋在中-晚奥陶世向北俯冲到南昆仑与塔里木克拉通之下，形成大量大陆边缘弧型岩浆岩。

近年来，随着西昆仑造山带地质研究程度的不断提高，大量的中-晚奥陶世基性岩、花岗岩以及埃达克岩已被识别出来，这些岩浆均显示岛弧岩浆的属性(图6b; Yeetal., 2008; Liaoetal., 2010; Zhangetal., 2016, 2018a, b, 2019a, b, 2021; Zhuetal., 2018; Lietal., 2019; Wangetal., 2021a; Wuetal., 2021)，且岩浆活动在空间上具有自北向南逐渐变年轻的趋势(图1b；韩芳林，2006; Liaoetal., 2010)。另外，本文研究的二长岩具有较高的锆饱和温度(TZr=814～862℃；表3)，形成于高温伸展背景下基性下地壳的部分熔融(图9)。因此，我们提出中奥陶世原特提斯洋低角度俯冲到塔里木克拉通南缘，随后由于俯冲板块回撤，大洋板片由低角度俯冲逐渐转变为高角度俯冲，从而形成自北向南逐渐变年轻的一系列岩浆岩(图9)。上述地球动力学过程在世界上其它典型造山带也普遍存在，如中亚造山带西南缘(Yinetal., 2017; 陶再礼等，2019)、北美西部(Smithetal., 2014)等。

图9 西昆仑造山带晚奥陶世原特提斯洋构造演化图

5 结论

(1)西昆仑造山带阿喀孜二长岩和赛图拉石英闪长岩体的锆石U-Pb年龄分别为456±2Ma和452±2Ma，均为晚奥陶世。

(2)西昆仑造山带阿喀孜二长岩为钾质碱性岩石，由古老基性下地壳部分熔融而成，伴有磷灰石和Fe-Ti氧化物的分离结晶。而赛图拉石英闪长岩是高钾钙碱性岩石，来源于受俯冲流体交代的地幔楔部分熔融，在岩浆演化过程中，经历了橄榄石、辉石、角闪石、磷灰石以及Fe-Ti氧化物等矿物的分离结晶作用。

(3)阿喀孜二长岩与赛图拉石英闪长岩是原特提斯洋向北俯冲到活动大陆边缘过程中的产物。在晚奥陶世期间，原特提斯洋板片回撤，诱发软流圈上涌，加热古老的基性下地壳，并发生部分熔融形成阿喀孜二长岩，而受流体交代的富集岩石圈地幔的减压熔融形成赛图拉石英闪长岩。

致谢感谢两位匿名审稿人提出的宝贵修改意见，使得本文得以完善。主量元素和Sr-Nd 同位素分析得到中国科学院广州地球化学研究所王鑫玉博士和曾文工程师的帮助；微量元素分析得到中国科学院地球化学研究所室胡静工程师的帮助；锆石U-Pb定年和Hf同位素分析得到中国科学院地质与地球物理研究所杨岳衡研究员的帮助；锆石氧同位素分析得到中国科学院广州地球化学研究所夏小平研究员和杨晴工程师的帮助；在此一并表示感谢！