阿爾金環(huán)形山花崗片麻巖同位素年齡及成因研究*

王立社 張巍 段星星 龍曉平 馬中平 宋忠寶 孫吉明

WANG LiShe1，ZHANG Wei2，DUAN XingXing1，LONG XiaoPing3，MA ZhongPing1，SONG ZhongBao1 and SUN JiMing1

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心，西安 710054

2. 西安科技大學(xué)管理學(xué)院，西安 710054

3. 中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，廣州 510640

1. Xi’an Geological Center，China Geological Survey，Xi’an 710054，China

2. School of Management，Xi’an University of Science and Technology，Xi’an 710054，China

3. Guangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou 510640，China

2014-03-06 收稿，2014-09-10 改回.

1 引言

阿爾金造山帶位于新疆、青海、甘肅省區(qū)的交界地帶，是西北主要大地構(gòu)造單元(塔里木、柴達(dá)木以及東西昆侖、天山、柴北緣、北祁連和北山構(gòu)造帶)的銜接部，又是青藏高原北的自然邊界，占有重要的構(gòu)造位置。前人在其相鄰的構(gòu)造單元中發(fā)現(xiàn)了榴輝巖-花崗巖帶，如甘肅北山柳園、柴北緣大柴旦魚卡河一帶榴輝巖-花崗巖帶，這些榴輝巖圍巖——花崗質(zhì)片麻巖的結(jié)晶年齡分別為880 ±31Ma、950 ～850Ma(陸松年等，1998;楊經(jīng)綏等，1998;于海峰等，1999;李懷坤等，1999a，b;Zhang et al.，2008;Song et al.，2012)，而且花崗質(zhì)片麻巖為S 型花崗巖，表明北山和柴北緣新元古代可能具有相似的構(gòu)造地質(zhì)背景。近年來，在阿爾金造山帶中也已發(fā)現(xiàn)了超高壓變質(zhì)作用的證據(jù)，先后有許多學(xué)者對該區(qū)包括榴輝巖在內(nèi)的高壓-超高壓巖石的變質(zhì)作用及變質(zhì)時(shí)代進(jìn)行了深入研究(車自成等，1995，2002;劉良等，1996，2002，2003;張建新等，1999，2002，2010，2011;Zhang et al.，2001，2002，2005，2007;Gehrels et al.，2003;王超等，2006;Wang et al.，2013;Yu et al.，2013)，但對其圍巖研究較少，最近筆者在阿爾金山中段環(huán)形山一帶首次發(fā)現(xiàn)了榴輝巖(另文發(fā)表)及其二長花崗片麻巖圍巖，二長花崗片麻巖年齡是多少，二長花崗質(zhì)片麻巖的地球化學(xué)特征如何，該二長花崗片麻巖與阿爾金江尕勒薩依及英格利薩依兩地超高壓巖石以及甘肅北山、柴北緣榴輝巖-花崗片麻巖的圍巖時(shí)代是否具有一致性?本文將著重研究環(huán)形山榴輝巖的直接圍巖——二長花崗片麻巖的同位素年齡和成因。

2 區(qū)域地質(zhì)背景

前人研究表明，阿爾金造山帶是在太古代古老地殼形成和多期的巖漿活動(dòng)、古元古代(2500 ～1800Ma)強(qiáng)烈改造和中基性巖漿侵入、新元古代(1000 ～800Ma)碰撞造山和大規(guī)模的巖漿活動(dòng)(劉永順等，2009)的基礎(chǔ)之上，又經(jīng)歷早古生代古板塊(或地塊)之間相互俯沖-碰撞形成的復(fù)雜構(gòu)造帶，其后又遭受中新生代走滑斷裂系的改造。依據(jù)區(qū)內(nèi)不同地質(zhì)體的地質(zhì)特征，以及巖石學(xué)、地球化學(xué)和同位素年代學(xué)等方面研究，該造山帶由北向南依次可劃分為阿北變質(zhì)地體、紅柳溝-拉配泉構(gòu)造混雜巖帶、阿中米蘭河-金雁山地塊、阿南茫崖構(gòu)造混雜巖帶等4 個(gè)構(gòu)造單元(劉良等，1999;Liu et al.，2000)，阿爾金南緣榴輝巖帶位于阿中-米蘭河-金雁山地塊與阿南茫崖構(gòu)造混雜巖帶之間(圖1)。阿爾金南緣榴輝巖帶的圍巖，主要為一套英云閃長質(zhì)、花崗質(zhì)片麻巖，它與夕線石榴片麻巖、藍(lán)晶石榴片麻巖以及石榴斜長角閃巖等角閃巖相變質(zhì)雜巖一起構(gòu)成“阿爾金山巖群”(于海峰等，2002)。本文所研究的二長花崗片麻巖位于若羌縣環(huán)形山一帶，采樣位置見圖1。

3 巖體地質(zhì)及巖相學(xué)特征

花崗片麻巖巖體呈高大的環(huán)形狀山峰，灰白色，蜂窩狀風(fēng)化明顯，蜂窩大小以10cm ×10cm ～1m ×1m 多見，宏觀上顯示巖漿巖體出露特征(圖2a)。巖體與地層呈侵入接觸，但部分地段由于受后期變質(zhì)作用影響而與阿爾金巖群片麻巖地層焊接。近觀花崗片麻巖巖石呈灰白色，中細(xì)粒結(jié)構(gòu)，受后期構(gòu)造作用而片麻狀構(gòu)造明顯，片麻理近東西走向，產(chǎn)狀為168°∠62°，部分地段的花崗片麻巖中可見較大的渾圓鉀長石斷續(xù)分布構(gòu)成眼球狀構(gòu)造。巖體中常見長度小于1m、寬度小于8cm 的香腸狀石英脈垂直片理走向分布(圖2c)，顯示巖體受多期構(gòu)造影響。此外，在巖體中發(fā)現(xiàn)4 處榴輝巖透鏡體，榴輝巖透鏡體大小1m ×1.5m ～5m ×5m，可見圍巖片理環(huán)繞透鏡體，呈似壓力影狀構(gòu)造(圖2b)。榴輝巖近看為黑褐色或淺綠褐色，細(xì)粒結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造。其礦物組成為:石榴石含量約28%，石榴石粒徑為0.15 ～0.80mm，半自形等軸多邊粒狀晶，部分晶粒篩眼狀構(gòu)造發(fā)育;次透輝石含量約18%，粒徑為0.1mm ×0.15mm ～0.8mm ×1.6mm，呈半自形不完整短柱狀、粒柱狀;次閃石含量約22%，為透輝石的次變礦物;基性斜長石含量約30%，粒徑為(0.1 ～0.4)mm×0.5mm，呈半自形、他形中細(xì)粒變晶;黑云母含量約0.5%，細(xì)片狀;金紅石約1%，呈他形微細(xì)晶散布于角閃石晶粒中;磷灰石約0.5%，短柱狀細(xì)晶;鈦磁鐵礦含量約1%，微細(xì)粒晶。初步的研究結(jié)果顯示綠輝石被次透輝石、角閃石及斜長石等取代，石榴石與周圍斜長石、石英等礦物組成“白眼圈”構(gòu)造，表明榴輝巖經(jīng)歷了較強(qiáng)的退變質(zhì)作用(有關(guān)該榴輝巖成因、年齡等將另文刊發(fā))?；◢徠閹r由石英、長石(長石褐色土化明顯)、黑云母和石榴子石等組成。所采集的同位素定年樣品均來自巖體中上部坡地，化學(xué)分析樣品來自山坡不同地段，各樣品空間位置相差較遠(yuǎn)，可以保證巖石樣品的代表性。

經(jīng)室內(nèi)鑒定，巖石為含石榴石石英二長花崗片麻巖，巖石礦物組構(gòu)特征如下:

圖1 阿爾金構(gòu)造地質(zhì)簡圖(據(jù)Liu et al.，2012 修改)和環(huán)形山一帶地質(zhì)圖TRB-塔里木盆地;QL-祁連山;QDB-柴達(dá)木盆地;WKL-西昆侖;EKL-東昆侖;HMLY-喜馬拉雅山;INP-印度板塊;Ⅰ-塔里木盆地;Ⅱ-柴達(dá)木盆地;Ⅲ1-阿北地塊;Ⅲ2-紅柳溝-拉配泉蛇綠構(gòu)造混雜巖帶;Ⅲ3-米蘭河-金雁山地塊;Ⅲ4-阿爾金混雜巖帶Fig.1 Geological sketch map of Altyn Tagh (modified after Liu et al.，2012)and geological sketch map of HuanxingshanTRB-Traim Basin;QL-Qilian Mountains;QDB-Qaidam Basin;WKL-Western Kunlun Mountains;EKL-Eastern Kunlun Mountains;HMLY-Himalaya;INP-Indian Plate;Ⅰ-Tarim Basin;Ⅱ-Qaidam Basin;Ⅲ1-the north AltynArchean complex;Ⅲ2-the north Altyn oceanic-type subduction complex;Ⅲ3-the Milanhe-Jinyanshan block;Ⅲ4-the south Altyn complex

圖2 二長花崗片麻巖體及榴輝巖透鏡體野外特征Fig. 2 Field characteristics of monzogranitic-gneiss and eclogite

微斜長石含量約48%，他形不等粒狀，晶粒粒徑為0.1～0.6mm，個(gè)別變斑晶為2.0mm ×3.5mm，條紋微斜長石多呈變斑晶(圖3a);石英約32%，他形壓扁不等粒狀，長軸方向半平行排列，部分為變質(zhì)分異細(xì)脈絡(luò)狀穿插巖石中，粒徑為(0.1 ～0.6)mm×1.0mm(圖3b);斜更長石約9%，他形不等粒殘晶，礦物粒徑(0.1 ～0.3)mm ×0.5mm，多被微斜長石交代;石榴石約4%，半自形等軸細(xì)粒，變晶沿片理集中分布(圖3a，c)，粒徑為0.05 ～0.5mm;黑云母約5%，細(xì)片狀半平行排列，粒徑為0.05mm ×0.1mm ～0.2mm ×0.3mm，石榴石與黑云母集中分布(圖3a，c);透輝石約1%，不完整柱狀、粒狀長軸半平行排列(圖3a)，晶粒邊緣可見黑云母分布，粒徑為0.1mm×0.2mm ～0.3mm×0.6mm;白云母約0.5%，細(xì)片狀平行排列;磷灰石(少)短柱狀微晶。

4 分析方法

元素地球化學(xué)分析測試在西安地質(zhì)礦產(chǎn)研究所實(shí)驗(yàn)測試中心完成，主量元素采用Panalytical 公司產(chǎn)PW4400 型X螢光光譜儀(XRF)測定，分析誤差低于5%;微量元素和稀土元素采用Thermo Fisher 公司產(chǎn)X-series Ⅱ型電感偶合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)測定，相對標(biāo)準(zhǔn)偏差優(yōu)于5%。

鋯石分選在廊坊區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究院進(jìn)行，將樣品破碎至約100μm，先用磁法和重液分選，然后再在雙目鏡下手工挑選。鋯石粒徑一般在0.2mm ×0.1mm ～0.4mm ×0.1mm左右，晶體長寬比值一般在4 ︰1 ～2 ︰1 之間，主要為淡黃色，少量黃褐色，淺煙灰色，晶形以柱狀為主，少量為雙錐柱狀、錐狀，透明度好，玻璃光澤，極少量見細(xì)小暗色礦物包體，晶面光滑、平整，晶體輪廓清晰，個(gè)別見橫向裂紋。

圖3 環(huán)形山花崗片麻巖顯微照片Gr-石榴石;Bit-黑云母;Mi-微斜條紋長石;Qz-石英;Pl-斜長石;Di-透輝石Fig.3 Microstructures of monzogranitic gneiss from the HuanxingshanGr-garnet;Bit-biotite;Mi-microcline and perthite;Qz-quartz;Pl-plagioclase;Di-diopside

鋯石年齡測定在西北大學(xué)大陸動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行，測定對象為晶形好且無明顯包裹體及裂隙的鋯石，用DEVCON 環(huán)氧樹脂將鋯石固定，仔細(xì)拋光至鋯石核部露出，然后對其進(jìn)行鋯石顯微(反射光和透射光)照相、CL 顯微成像研究。鋯石的CL 照相采用FEI 公司產(chǎn)XL30 型SFEG 電子束進(jìn)行分析。為了獲得較準(zhǔn)確的U-Pb 年齡，鋯石測點(diǎn)位置根據(jù)反射光和透射光照片選取，盡量避開裂隙和包裹體;再結(jié)合CL 圖像，避免測點(diǎn)落于不同世代鋯石的混合區(qū)域。LA-ICP-MS 鋯石微區(qū)U-Pb 同位素分析采用Agilent 7500 型ICP-MS 和德國Lambda Physik 公司的ComPex102 ArF 準(zhǔn)分子激光器(工作物質(zhì)ArF，波長193nm)，以及MicroLa 公司的GeoLas 200M 光學(xué)系統(tǒng)的聯(lián)機(jī)進(jìn)行。激光束斑直徑為30μm，激光剝蝕深度為20 ～40μm。測試He 為剝蝕物質(zhì)的載氣，用NIST SRM 610 人工合成硅酸鹽玻璃標(biāo)準(zhǔn)作為參考物質(zhì)調(diào)試儀器;進(jìn)行單點(diǎn)剝蝕采樣;每5 個(gè)測試樣品前后，測試91500標(biāo)樣一次，每12 個(gè)測試點(diǎn)前后測試1 次NIST610 和GJ-1。鋯石年齡采用91500 和GJ-1 作為外部標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)，元素含量采用NIST610 作為外部標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)。數(shù)據(jù)處理采用Glitter(ver4.0)程序，年齡諧和圖和加權(quán)平均年齡計(jì)算及繪制均采用Isoplot3(2006)，詳細(xì)分析步驟和數(shù)據(jù)處理方法以及儀器工作參數(shù)等參見柳小明等(2002)和袁洪林等(2003)的文章。

5 分析結(jié)果

5.1 地球化學(xué)特征

環(huán)形山二長花崗片麻巖樣品SiO2含量為72.26% ～74.34% (表1)，全堿(Na2O + K2O)為7.22% ～8.32%，Al2O3含量為12.40% ～13.51%，含量較高;MgO 為0.43%～1.07%，F(xiàn)eOT為2.09% ～2.43%，CaO 為1.02% ～2.03%，TiO2為0.19% ～0.32%，含量較低。巖石樣品鋁飽和指數(shù)A/CNK 值介于1.0 ～1.09 之間，A/NK ＞1，指示巖石主要為過鋁質(zhì)花崗巖(圖4a)。樣品的CIPW 標(biāo)準(zhǔn)礦物計(jì)算結(jié)果均出現(xiàn)剛玉，支持巖石具有弱過鋁質(zhì)的性質(zhì)。環(huán)形山二長花崗片麻巖中含一定量的石榴石，含石榴石的過鋁質(zhì)花崗巖多為S 型花崗巖(楊德彬等，2006)。巖石的FeOT/MgO 比值為2.28 ～4.87，Al2O3/TiO2= 40.4 ～69.0，均小于100，CaO/Na2O =0.46 ～1.06，均大于0.3，K2O/Na2O = 2.10 ～3.43，比值均大于1，與地殼沉積巖部分熔融形成的S 型花崗巖地球化學(xué)特征(SiO2＜74%、Al2O3/TiO2＜100、CaO/Na2O＞0.3、K2O/Na2O ＞1)一致(路鳳香和桑隆康，2002)。巖石堿度率AR 為2.91 ～3.87，里特曼指數(shù)σ 為1.67 ～2.23，顯示鈣堿系列巖石特征，在K2O-SiO2圖解中巖石全部落入高鉀鈣堿性系列與鉀玄巖系列范圍(圖4b)，在SiO2-AR 圖解中樣品全部落入堿性巖石范圍內(nèi)(圖4c)。顯然環(huán)形山二長花崗片麻巖均為高硅、富堿、低鈣、低鎂、準(zhǔn)鋁質(zhì)到弱過鋁質(zhì)的鈣堿性花崗巖，這些特征均與S 型花崗巖主量元素特征相同。在Na2O-K2O 圖解(圖4d)中，樣品投影也均落入S 型花崗巖區(qū)。

稀土元素分析結(jié)果顯示巖石樣品的ΣREE 總量為130 ×10-6～162 ×10-6，平均值為141 ×10-6。巖石各樣品具有非常相似的稀土配分模式(圖5a)，具有明顯的LREE 富集(LREE/HREE 比值為3.88 ～4.65，(La/Yb)N為3.89 ～5.00)和強(qiáng)烈Eu 虧損(δEu 為0.23 ～0.57)特征，曲線整體呈右傾的海鷗式，為S 型花崗巖稀土元素分配特點(diǎn)。

微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(圖5b)，顯示巖石富集大離子親石元素Rb、Th、K 及La 等，虧損Ba、Ta、Nb、Sr、P和Ti 等。Th/U 比值(5.17 ～26.4)稍高于上地殼平均值4.2，Zr/Hf 比值為30.3 ～34.3，稍低于上地殼的Zr/Hf 比值(～37)(Gao et al.，1998)，顯示其源巖具有地殼沉積物的特征。

5.2 鋯石U-Pb 同位素定年

鋯石的CL 圖像(圖6)顯示二長花崗片麻巖中的鋯石多呈長柱狀，粒度較大，鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)比較簡單，主要可以分為兩類:一類為具有核結(jié)構(gòu)的鋯石，(2、6、8、10、11、17)核部呈不規(guī)則或規(guī)則的暗色、淺色殘核，這些核可能為部分熔融過程中原巖鋯石的殘留，核部周圍多具明暗相間變化的巖漿振蕩環(huán)帶;另一類為無核鋯石，鋯石為形態(tài)呈完好的自形晶，具有清晰的振蕩環(huán)帶，無任何核結(jié)構(gòu)，但個(gè)別鋯石邊緣具暗色邊(1、9、14 號鋯石)，可能是后期變質(zhì)作用改造的結(jié)果，由于其邊緣過于窄而無法進(jìn)行年代學(xué)研究。另外，6、12、23 號鋯石中可見鋯石結(jié)晶過程中形成的礦物包體。為了研究鋯石的形成年齡，因此測點(diǎn)均選擇鋯石結(jié)晶時(shí)生成的環(huán)帶部位。鋯石的微量元素分析結(jié)果顯示(表2)，鋯石的內(nèi)部環(huán)帶測點(diǎn)稀土總量高于外部環(huán)帶測點(diǎn)，但是無論是環(huán)帶哪個(gè)部位的測點(diǎn)，總體上Th，U，Nb 和Ta 含量均較高，分別為36.08 ×10-6～307.2 ×10-6，225.0 ×10-6～588.0 ×10-6，0.35 ×10-6～3.98 ×10-6和0.26 ×10-6～1.51 ×10-6;Th/U 和Nb/Ta 比值分別為0.10 ～1.25 和0.56 ～2.63;鋯石的稀土元素含量很高且變化范圍大，輕稀土具有不同程度的虧損、但重稀土一致強(qiáng)烈的富集，因此輕稀土總量高的測點(diǎn)其稀土總量也較高，ΣREE 為495.2 ×10-6～1857 ×10-6，稀土模式曲線左傾，(Yb/Gd)N=7.96 ～34.38;ΣHREE/ΣLREE =4.2 ～284;所有測點(diǎn)都具有明顯的Ce 正異常和Eu 負(fù)異常(圖6)，并且異常變化范圍大(δCe=1.13 ～12.83，δEu =0.01 ～0.11)，均顯示了典型殼源巖漿鋯石的特征(Hermann et al.，1990;Vavra et al.，1996，1999;Belousova et al.，2006;Rubatto，2002;Whitehouse and Platt，2003)。Eu 的負(fù)異常一般認(rèn)為同時(shí)期有長石結(jié)晶，Eu 更易于進(jìn)入到長石特別是富鈣的長石晶格中造成的(Hoskin and Schaltegger，2003)。

表1 二長花崗片麻巖主量元素(wt%)及微量元素(×10 -6)化學(xué)組成Table 1 Major elements (wt%)and trace elements (×10 -6)compositions of the monzogranitic gneiss

對挑選出的鋯石共進(jìn)行了23 個(gè)點(diǎn)分析，4 個(gè)測點(diǎn)的信號較差且明顯偏離諧和線，可能與其204Pb 含量過高有關(guān)(Andersen，2002)，剔除后剩余19 個(gè)鋯石點(diǎn)測試結(jié)果見圖6和表2、表3，U-Pb 同位素年齡測試結(jié)果顯示，所測鋯石206Pb/238U 的表面年齡范圍為894 ±15Ma ～960 ±16Ma，在206Pb/238U-207Pb/235U 諧和圖中，下交點(diǎn)年齡為925 ±16Ma(n=19，MSWD=0.96)(圖7a)，206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為928±9Ma(n =19，MSWD =1.6)(圖7b)，表明巖體結(jié)晶年齡為新元古代青白口紀(jì)。

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圖4 主量元素分析圖解(a)A/CNK-A/NK 圖解(Maniar and Piccoli，1989);(b)SiO2-K2O 圖解(Rickwood，1989);(c)SiO2-AR 圖解(Wright，1969);(d)Na2O-K2O圖解(Rollison，1993)Fig.4 Major element diagrams for monzogranitic gneiss(a)A/CNK-A/NK diagram (Maniar and Piccoli，1989);(b)SiO2-K2O diagram (Rickwood，1989);(c)SiO2-AR diagram (Wright，1969);(d)Na2O-K2O diagram (Rollison，1993)

6 討論

6.1 巖石物質(zhì)來源分析

巖石的微量元素中Nb 和Ta 含量分別為6.66 ×10-6～10.8 ×10-6和0.54 ～1.06 ×10-6，與地殼巖石中Nb、Ta(Nb=8 ×10-6～11.5 ±2.6 ×10-6，Ta=0.7 ×10-6～0.92 ±0.12×10-6)(Barth et al.，2000)含量非常接近;而且，Nb/Ta(9.01 ～12.3)、K/Rb(126 ～150)和La/Nb 平均比值(3.05)分別與地殼巖石中的相應(yīng)值(12 ～13)、(150 ～350)和2.2 也非常接近(Barth et al.，2000;Dostal and Chatterjee，2000);樣品的Rb/Nb 比值(29.7 ～49.7)和K/Nb 比值(4351 ～7429)與地殼相應(yīng)比值(5.36 ～6.55 and 1498 ～2976)近似，而明顯區(qū)別于地幔相應(yīng)比值(0.24 ～0.89 and 249 ～349)(Rudnick and Fountain，1995)。前人對環(huán)形山巖體東南部同類巖石進(jìn)行過87Sr/86Sr 初始比值分析，為0.70759(廣西地質(zhì)調(diào)查院，2003①廣西地質(zhì)調(diào)查院.2003 份. 瓦石峽幅1∶25 萬地質(zhì)報(bào)告)，在吳利仁(1985)花崗巖(87Sr/86Sr)0、年齡和巖漿源區(qū)判別圖解(圖略)上顯示巖漿源于大陸殼。此外，前人(王中剛等，1989;趙振華等，1991)對中國花崗巖研究發(fā)現(xiàn)，典型的殼型花崗巖以鉀質(zhì)花崗巖、二長花崗巖多見，ΣREE 總量平均為193 ×10-6，(La/Yb)N為平均小于10，δEu＜0.5，花崗巖稀土元素歸一化圖解為右傾的“V”型分布模式;而殼幔型花崗巖類多以閃長巖、花崗閃長巖、英云閃長巖及石英閃長巖為主，其ΣREE 總量平均為158.7 ×10-6，(La/Yb)N平均大于10，δEu 平均為0.84，且歸一化稀土元素為右傾的較平滑型分布模式。本文研究樣品稀土總量平均值為182.5 ×10-6，(La/Yb)N平均為4.56，δEu 平均為0.36，顯示了殼源型花崗巖特征。在Nb/Ta-Nb 圖解(圖略)中樣品均落于上地殼平均值周圍一帶。Harris and Inger(1992)的研究顯示，由泥質(zhì)類源巖水飽和熔融產(chǎn)生的鋁長英質(zhì)巖漿具有高Sr/Ba(0.5 ～1.6)及正Eu 異常，而該樣品的Sr/Ba 比值(0.12 ～0.2)很低，具有負(fù)Eu 異常，顯示非泥質(zhì)類源巖特征。Sylvester(1998)研究表明CaO/Na2O 比值能夠示蹤源區(qū)物質(zhì)成分，來自于富粘土而貧斜長石的泥質(zhì)巖源巖熔體的CaO/Na2O 較低(＜0.3)，而來自于富斜長石而貧粘土的砂屑質(zhì)源巖熔體的CaO/Na2O 比值較高(＞0.3)。本樣品CaO/Na2O為0.5 ～1.1(均大于0.3)較高，暗示其源巖可能為陸殼沉積的砂質(zhì)巖。利用CaO/(MgO +FeO)-Al2O3/(MgO +FeO)圖解(圖8a)進(jìn)一步判別發(fā)現(xiàn)樣品均落于雜砂巖的部分熔融范圍，與泥質(zhì)巖部分熔融無關(guān)，與基性巖的部分熔融關(guān)系不大，這與其低的Mg#值(47.9 ～29.8，平均值36.2)相一致。因此，推斷花崗片麻巖的源巖為地殼雜砂巖沉積物。

圖5 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a，標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Taylor and McLemann，1985)及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b，標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough，1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a，normalization values after Taylor and McLemann，1985)and primitive-mantle normalized spider diagram (b，normalization values after Sun and McDonough，1989)for monzogranitic gneiss

圖6 鋯石CL 圖像及U-Pb 年齡(a)和鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(b，標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Taylor and McLemann，1985)Fig.6 CL images，U-Pb ages (a)and chondrite-normalized REE pattern (b，normalization values after Taylor and McLemann，1985)for zircons

圖7 U-Pb 年齡協(xié)和圖(a)及加權(quán)平均年齡圖(b)Fig.7 U-Pb concordia diagram (a)and weighted average ages (b)for zircon

圖8 巖石A/MF-C/MF 成因圖解(a，底圖據(jù)Alther et al.，2000)和巖石R1-R2 構(gòu)造環(huán)境判別圖解(b，底圖據(jù)Batchelor and Bowden，1985)①地幔分異產(chǎn)物;②板塊碰撞前;③碰撞隆起后;④造山晚期;⑤非造山;⑥同碰撞;⑦造山期后Fig.8 Petrogenesis A/MF vs. C/MF diagram (a，after Alther et al.，2000)and R1 vs. R2 discrimination diagram (b，after Batchelor and Bowden，1985)showing the tectonic settings for samples①mantle differerentiation production;②pre-collision;③post-collision uplift;④late orogeny;⑤non-orogeny;⑥syn-collision;⑦postorogenic period

6.2 巖石形成溫度的探討

研究表明，溫度升高過程中，如石榴子石、鋁硅酸鹽和斜長石相對穩(wěn)定，而黑云母和鈦鐵礦等含鈦礦物相對易分解，使進(jìn)入融體的Ti 相對增多，因此Al2O3/TiO2比值的大小可以反映部分熔融溫度的高低.Sylverster(1998)的研究表明，當(dāng)Al2O3/TiO2大于100 時(shí)，其熔融溫度小于875℃;Al2O3/TiO2小于100，其熔融溫度大于875℃;環(huán)形山巖體的相應(yīng)比值為40 ～69，表明其熔融溫度可能達(dá)到875℃以上。一般認(rèn)為花崗巖大多是絕熱上升就位的，在此過程中溫度變化慢而壓力變化較快，所以巖漿早期結(jié)晶時(shí)的溫度也可以近似代表巖漿起源時(shí)的溫度(吳福元等，2007)。近期鋯石年代學(xué)和地球化學(xué)在探討地殼早期的性質(zhì)和熱狀態(tài)方面已取得了可喜的進(jìn)展(Wilde et al.，2001;Turner et al.，2004)。自Watson and Harrison(1983)提出可以利用鋯石的飽和度對地殼不同類型巖漿巖的溫度進(jìn)行限定以來，利用鋯石、金紅石飽和度的地質(zhì)溫度計(jì)方法逐漸發(fā)展起來。目前常應(yīng)用于花崗巖的地質(zhì)溫度計(jì)是鋯石飽和溫度計(jì)和鋯石鈦溫度計(jì)(Watson and Harrison，1983;Watson et al.，2006;Ferry and Watson，2007)。本文依據(jù)鋯石飽和溫度計(jì)(Watson et al.，2006)和鋯石Ti 溫度計(jì)演算(表4)，結(jié)果顯示鋯石的結(jié)晶溫度分別為781 ～801℃(平均789℃)和752 ～985℃(平均803℃)。從表4 中可以看出，利用鋯石Ti 溫度計(jì)所得結(jié)果溫度變化范圍大(752 ～985℃)，可能主要有兩個(gè)原因:一是挑選出的鋯石不一定都與金紅石共生;二是鋯石中Ti 含量(5.68 ×10-6～47.3 ×10-6)本身不均。但是兩種溫度計(jì)中多數(shù)溫度數(shù)值相差不大，兩種溫度計(jì)計(jì)算的平均溫度相差也不大，該樣品中也未見繼承性鋯石，因此，筆者認(rèn)為789 ～803℃的平均值可大體代表其結(jié)晶溫度。而在花崗質(zhì)巖漿體系中鋯石是較早結(jié)晶的副礦物，一般認(rèn)為鋯石中Ti 的分配系數(shù)對溫度極度敏感，其它因素對其沒有明顯影響(Calvin et al.，2003)，因此789 ～803℃可近似代表花崗巖近液相線的溫度，也近似代表巖漿起源時(shí)溫度的最小值。

6.3 巖石形成壓力條件的探討

巖漿結(jié)晶時(shí)的壓力已有較好的方法可以獲得(Anderson，1996)，但對源巖發(fā)生部分熔融時(shí)的壓力仍然所知甚少，目前一般根據(jù)源區(qū)殘留相礦物估算源區(qū)的壓力條件，如果源區(qū)殘留石榴石，則巖漿起源的壓力較高(＞10kbar)，而如果源區(qū)殘留斜長石，一般認(rèn)為巖漿起源的壓力較低。

表4 樣品的鋯石飽和溫度計(jì)及鋯石Ti 溫度計(jì)計(jì)算結(jié)果Table 4 Values for sample by zircon saturation thermometer and Ti for zircon thermometer

關(guān)于該二長花崗片麻巖起源時(shí)的壓力條件，這里只能大致根據(jù)該花崗巖的地球化學(xué)特征推測殘留相，再結(jié)合實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)資料，估計(jì)該花崗巖巖漿起源時(shí)的壓力條件。張旗等(2006，2010)指出Sr、Yb 等微量元素及其比值對花崗巖的研究具有重要的指示意義，Castillo(2006)總結(jié)一些巖石地球化學(xué)特征與殘留礦物相之間的關(guān)系:高Sr(＞300 ×10-6)和無負(fù)Eu 異常表明源區(qū)殘留相中基本無斜長石;低Y(＜15 ×10-6)、高Sr/Y(＞20)、低Yb(＜1.9 ×10-6)和高La/Yb(＞20)均是源區(qū)殘留相中有石榴石的特征表現(xiàn)。該巖石具有低Sr(32.8 ×10-6～88.6 ×10-6)和負(fù)Eu 異常，表明源區(qū)殘留相中具有斜長石，高Y(36.9 ×10-6～51.6 ×10-6)、低Sr/Y(0.75 ～1.46)、較高Yb(3.33 ×10-6～4.65 ×10-6)和低La/Yb(5.76 ～7.41)都說明了源區(qū)無石榴子石殘留，輕微HREE 虧損可能是殘留相中含有角閃石(Xiong et al.，2005)。因此，環(huán)形山二長花崗片麻巖的熔融殘留相礦物組合應(yīng)為為角閃石+斜長石(不含石榴石)，由此推斷該巖石的形成壓力較低(Defant and Drummond，1990)。Rapp et al.(1991)在0.8GPa、1.6GPa、2.2GPa 和3.2GPa 壓力下進(jìn)行玄武巖脫水熔融試驗(yàn)表明，在0.8GPa 時(shí)，殘留相中石榴石尚不出現(xiàn)，在1.6GPa 時(shí)，殘留相中出現(xiàn)石榴子石，表明源區(qū)壓力應(yīng)至少小于1.6GPa。據(jù)此，估計(jì)該二長花崗巖源區(qū)的壓力可能介于0.8GPa 和1.6GPa 之間。

6.4 構(gòu)造地質(zhì)背景的探討

R1-R2 構(gòu)造環(huán)境判別圖解(圖8b)可以有效區(qū)分花崗巖構(gòu)造環(huán)境，該圖解顯示二長花崗巖成因與同碰撞構(gòu)造作用有關(guān)。此外，巖石微量元素Nb 和Ta 含量分別為6.66 ×10-6～10.8 ×10-6和0.54 × 10-6～1.06 × 10-6，Nb/Ta = 9.01 ～12.3，類似于陸-陸碰撞型花崗巖6 ×10-6～16 ×10-6，0.6 ×10-6～2.6 ×10-6和6.5 ～10，Pearce et al.，1984)，巖石總體具有高Rb、低Yb、Nb 和Ta 的特征，顯示為同碰撞花崗巖(圖9)。

圖9 巖石Rb-(Nb+Yb)圖解(a，底圖據(jù)Pearce et al.，1984)和Rb-(Ta+Yb)圖解(b，底圖據(jù)Pearce et al.，1984)Fig.9 Rb-(Nb+Yb)diagram (a，after Pearce et al.，1984)and Rb-(Ta + Yb)diagram (b，after Pearce et al.，1984)for samples

近年來，在阿爾金及其周邊地區(qū)已發(fā)現(xiàn)多處新元古代早期花崗片麻巖帶:如阿爾金東鄰的柴北緣沙柳河、魚卡河、六五溝一線花崗片麻巖(時(shí)代介于1.0 ～0.8Ga 之間，且以0.9Ga 左右為主，Yu et al.，1999);甘肅北山南緣柳園西古堡泉花崗片麻巖(鋯石U-Pb 年齡為880 ±31Ma;梅華林等，1999);中祁連山東段響河花崗巖(鋯石U-Pb 年齡為917 ±12Ma;郭進(jìn)京等，1999);昆中斷裂帶兩側(cè)花崗片麻巖體(4 組鋯石U-Pb 年齡在900Ma 左右;陸松年，2002)等。在甘肅北山、柴北緣均發(fā)現(xiàn)榴輝巖-含柯石英榴輝巖作為構(gòu)造透鏡體狀分布在大規(guī)模帶狀花崗質(zhì)片麻巖中，統(tǒng)稱為榴輝巖-花崗巖帶，并作為地塊匯聚碰撞帶的標(biāo)志之一(于海峰等，1999)。前人研究顯示阿爾金西段江尕勒薩依榴輝巖直接圍巖花崗片麻巖為新元古代(923 ±13Ma)(王超等，2006);本文阿爾金中東段環(huán)形山榴輝巖的圍巖——二長花崗片麻巖體形成于新元古代(925 ～928Ma)，表明阿爾金地區(qū)以及甘肅北山、柴北緣等均有榴輝巖-花崗巖帶，花崗片麻巖顯示的構(gòu)造巖漿事件說明塔里木、柴達(dá)木和祁連等微板塊以及阿爾金造山帶在新元古代早期曾經(jīng)存在板塊的匯聚碰撞作用，處于同樣的構(gòu)造作用應(yīng)力背景之下，可能對應(yīng)于新元古代的羅迪尼亞(Rodinia)超大陸匯聚事件。但是筆者對二長花崗片麻巖中的榴輝巖透鏡體鋯石年齡進(jìn)行的初步研究中，發(fā)現(xiàn)有兩顆同位素年齡933 ±16Ma、965 ±17Ma 的巖漿成因鋯石(可能是混入其中的二長花崗片麻巖的鋯石)其中在年齡為965 ±17Ma 鋯石的邊部稍寬的變質(zhì)環(huán)帶測得615 ±11Ma 的年齡，由于鋯石邊部變質(zhì)帶窄，不可避免地覆蓋了小部分巖漿環(huán)帶，因而其邊部測得的變質(zhì)年齡高于其普遍的變質(zhì)年齡508±6Ma(另文刊發(fā))。值得注意的是中國西部的這些新元古代早期的花崗巖都與早古生代高壓-超高壓變質(zhì)帶在空間上相伴，它們與一些表殼副變質(zhì)巖系一起構(gòu)成了這些超高壓變質(zhì)巖的圍巖。這些片麻巖與超高壓變質(zhì)巖之間的關(guān)系一直是人們關(guān)心的問題。研究中得到的615 ±11Ma 數(shù)據(jù)雖然為變質(zhì)和巖漿結(jié)晶復(fù)合年齡，但是也為研究二長花崗片麻巖經(jīng)受了與榴輝巖超高壓巖石同樣的變質(zhì)作用提供了寶貴的線索。

7 結(jié)論

(1)阿爾金環(huán)形山巖體巖性為二長花崗片麻巖，巖石形成于新元古代早期的青白口紀(jì)，鋯石206Pb/238U-207Pb/235U 協(xié)和年齡為925 ±16Ma，206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為928 ±9Ma。

(2)二長花崗片麻巖為高硅、富堿、低鈣、低鎂、準(zhǔn)鋁質(zhì)到弱過鋁質(zhì)巖石，其巖石地球化學(xué)特征表明其為地殼沉積巖部分熔融形成的S 型花崗巖。

(3)鋯石飽和溫度計(jì)和鋯石Ti 溫度計(jì)演算結(jié)果顯示鋯石的結(jié)晶溫度分別為781 ～801℃(平均789℃)和752 ～985℃(平均803℃)，估算二長花崗片麻巖源區(qū)的壓力介于0.8 ～1.6GPa 之間。

(4)巖石成因及年代學(xué)研究表明新元古代早期阿爾金造山帶發(fā)生了板塊的匯聚碰撞作用，這與塔里木、柴達(dá)木和祁連等微板塊新元古代早期所處的構(gòu)造背景是一致的。致謝 董云鵬教授、徐學(xué)義研究員、張復(fù)新教授、劉良教授在本文醞釀過程中給予幫助和指導(dǎo);樣品測試得到柳小明教授、程秀花、弓華棟、岳遠(yuǎn)剛、龐云龍和黑歡等大力支持;編輯及審稿專家認(rèn)真細(xì)致地審閱本文，并提出了寶貴的修改建議;前人(路遠(yuǎn)發(fā)，2004)編制的地球化學(xué)軟件為本研究提供了方便;在此一并深表感謝!

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