東昆侖造山帶早古生代的大陸碰撞:來自榴輝巖原巖性質(zhì)的證據(jù)*

孟繁聰 崔美慧 賈麗輝 任玉峰 馮惠彬

MENG FanCong，CUI MeiHui，JIA LiHui，REN YuFeng and FENG HuiBin

大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

State Key Laboratory for Continental Tectonics and Dynamics，Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2015-06-11 收稿，2015-09-08 改回.

1 引言

榴輝巖原巖恢復(fù)對(duì)認(rèn)識(shí)造山帶性質(zhì)和造山過程具有重要意義(Zheng，2012;Wang et al.，2013)。若其原巖為洋殼性質(zhì)，則代表了洋殼的俯沖變質(zhì)，表明存在增生造山作用，如中國的西南天山和北祁連(Gao and Klemd，2003;Zhang et al.，2007);若其原巖為陸殼性質(zhì)，則代表了大陸地殼的俯沖變質(zhì)，表明存在陸陸碰撞造山作用，如中國的蘇魯-大別造山帶(王式?jīng)驳龋?995;Zhang et al.，2006;Liu et al.，2007，2008;Zheng，2012)。蛇綠巖、花崗巖和基性麻粒巖的研究表明東昆侖存在早古生代的造山作用(姜春發(fā)等，1992;許榮華等，1994;Yang et al.，1996;潘裕生等，1996;李懷坤等，2006)，東昆中斷裂帶被認(rèn)為是一條早古生代縫合帶或者是一個(gè)重要的早古生代匯聚板塊邊界(肖序常等，1986;高延林等，1988;Chen and Wang，1996;陸松年等，2006;李懷坤等，2006)。對(duì)于東昆侖的造山性質(zhì)大部分研究者傾向認(rèn)為是增生造山(尹安，2001;邊千韜等，2002;Pan et al.，2012)，但缺少洋殼俯沖變質(zhì)的巖石學(xué)證據(jù)。也有學(xué)者認(rèn)為是軟碰撞，時(shí)間限定在早二疊世(殷鴻福和張克信，1997)或者是元古代的碰撞(陳能松等，1999)。因此，東昆侖早古生代造山帶的性質(zhì)仍需要深入研究(李榮社等，2007)。東昆侖早古生代榴輝巖的發(fā)現(xiàn)(Meng et al.，2013;祁生勝等，2014)，表明東昆侖昆北地體中的部分金水口巖群曾經(jīng)歷過高壓變質(zhì)作用(Meng et al.，2013)，但是榴輝巖代表了俯沖的洋殼還是陸殼仍不清楚。本文依據(jù)東昆侖東段溫泉榴輝巖的巖石地球化學(xué)、Nd 同位素及榴輝巖鋯石的微量元素及Hf 同位素組成對(duì)榴輝巖原巖進(jìn)行了討論，這一結(jié)果有助于理解東昆侖早古生代的造山過程和性質(zhì)。

2 地質(zhì)背景

東昆侖以昆中斷裂帶為界可分為昆北地體和昆南地體兩部分(圖1a;吳功建等，1989;李懷坤等，2006;許志琴等，2006)。

昆北地體出露有金水口群的太古代-古元古代的白沙河巖組和中元古代的小廟巖組(王云山和陳基娘，1987;王國燦等，2004，2007)，早古生代淺變質(zhì)的納赤臺(tái)群火山-沉積巖(姜春發(fā)等，1992)，志留紀(jì)-泥盆紀(jì)花崗閃長巖和花崗巖侵入體以及泥盆紀(jì)的陸相火山巖(莫宣學(xué)等，2007;許志琴等，2007;陸露等，2010)，大面積印支期的花崗閃長巖和花崗巖侵入體(莫宣學(xué)等，2007;許志琴等，2007)和晚三疊世的鄂拉山組活動(dòng)大陸邊緣火山巖(劉紅濤，2001)。沿昆中斷裂帶斷續(xù)出露有超基性巖、輝長巖、輝綠巖和基性火山巖，它們以巖片或巖塊形式混雜在前寒武紀(jì)變質(zhì)巖系和早古生代納赤臺(tái)群中，被認(rèn)為是蛇綠巖(肖序常等，1986;姜春發(fā)等，1986;高延林等，1988;古鳳寶，1994;潘裕生等，1996;Chen and Wang，1996;王國燦等，1999;Yang et al.，1996;朱云海等，1999，2002;Zhu et al.，2006;馮建赟等，2010;崔美慧等，2011;Meng et al.，2015)，主要形成于早古生代(Yang et al.，1996;Zhu et al.，2006;崔美慧等，2011;Meng et al.，2015)，是原特提斯洋的殘片。

昆南地體由前寒武紀(jì)的苦海群和萬寶溝群，早古生代納赤臺(tái)群火山-沉積巖，晚泥盆世紅色磨拉石建造，石炭-中三疊世淺海相地層和晚三疊世-侏羅紀(jì)陸相地層組成。其中苦海群由角閃巖相變質(zhì)的斜長角閃巖-長英質(zhì)片麻巖及大理巖構(gòu)成，原巖為碎屑巖-中基性火山巖-碳酸鹽巖(Liu et al.，2005);萬寶溝群原巖為一套碎屑巖、大理巖和火山巖組合，遭受綠片巖相變質(zhì)(姜春發(fā)等，1992;潘裕生等，1996)。上述地層部分被三疊世花崗巖侵入(莫宣學(xué)等，2007)。沿昆南斷裂由西向東分布的蛇綠巖有大九壩、黑茨溝、布青山、下大武、瑪積雪山和瑪沁蛇綠巖(姜春發(fā)等，1992;Yang et al.，1996，2009;陳亮等，2000，2001;Bian et al.，2004;楊經(jīng)綏等，2004，2005;郭安林等，2006)，這些蛇綠巖主要形成于晚古生代，代表了古特提斯洋的殘片(陳亮等，2001;Konstantinovskaia et al.，2003;Bian et al.，2004;楊經(jīng)綏等，2004，2005;Yang et al.，2009;劉戰(zhàn)慶等，2011)。

2.1 榴輝巖產(chǎn)狀

研究區(qū)位于昆北地體最東端——昆中斷裂與溫泉斷裂的交匯部位，向西北距都蘭縣約100km，向東南距溫泉約40km(圖1a)，區(qū)內(nèi)主要有元古代白沙河巖群的各類片麻巖，其中含少量規(guī)模不等的超基性巖塊(王秉璋等，2001)。石炭-二疊紀(jì)甘家組灰?guī)r夾砂巖、板巖，二疊紀(jì)的火山弧巖片以及三疊紀(jì)的洪水川群。侵入巖有新元古代花崗巖、泥盆紀(jì)石英閃長巖和花崗巖(圖1b)。

榴輝巖呈透鏡狀分布在二云二長片麻巖中(圖2a)，較大者東西長約20m，南北寬約5 ～10m，榴輝巖呈灰黑-灰綠色，塊狀構(gòu)造(圖2b)，條帶狀構(gòu)造，局部退變成灰黑色榴閃巖。根據(jù)石榴石粒度可分兩類，一類為粗粒變晶結(jié)構(gòu)，石榴石粒度可達(dá)1 ～3mm(圖2b);另一類為細(xì)粒變晶結(jié)構(gòu)，石榴石粒度≤1mm，以0.1 ～0.3mm 為主。詳細(xì)的礦物化學(xué)成分見(Meng et al.，2013)，估算的榴輝巖的形成溫度為590 ～650℃，形成壓力大于1.6GPa。榴輝巖的原巖時(shí)代為934 ±11Ma，變質(zhì)時(shí)代為450 ～430Ma(Meng et al.，2013;賈麗輝等，2014)。

超基性巖塊也呈透鏡狀分布在二云二長片麻巖中，東西長約1000m，南北寬約200 ～300m，主要由蛇紋石化橄欖巖和透閃石化輝石巖組成，黑綠色，片理發(fā)育，片理產(chǎn)狀100°∠70°。二云二長片麻巖呈灰-灰黑色，條帶狀構(gòu)造，片麻理走向近東西，傾向北，傾角約60°，屬于早元古代金水口群白沙河巖組(Pt1b)(Meng et al.，2013)。該巖組是柴達(dá)木盆地南緣的變質(zhì)基底(王云山和陳基娘，1987;王國燦等，2004，2007;陳能松等，2006)。

2.2 樣品描述

細(xì)粒榴輝巖由石榴石(40% ～50%)+角閃石(15% ～20%)+后成合晶(20% ～25%)+石英(10% ～15%)+金紅石(5%)組成;峰期階段(榴輝巖相)礦物組合為:石榴石+綠輝石+石英+金紅石;退變質(zhì)階段(角閃巖相)礦物組合為:后成合晶+角閃石+石英+鈦鐵礦。粗粒藍(lán)晶石榴輝巖由石榴石(35%)+綠輝石(20% ～30%)+藍(lán)晶石(10% ～15%)+后成合晶(20%)+ 石英(15% ～20%)+ 金紅石(5% ～10%)，不含角閃石，礦物定向-半定向排列(圖2c，d)。

圖1 東昆侖及其鄰區(qū)榴輝巖分布圖(a，據(jù)張建新等未發(fā)表資料修改)、溫泉榴輝巖區(qū)地質(zhì)簡圖(b 據(jù)王秉璋等，2001 修改)及榴輝巖產(chǎn)狀剖面及采樣位置(c)東昆侖溫泉榴輝巖(Meng et al. ，2013;賈麗輝等，2014);東昆侖夏日哈木榴輝巖(祁生勝等，2014);鄰區(qū)榴輝巖(Song et al. ，2003，2006;Zhang et al. ，2008，2010;Yu et al. ，2013 及其參考文獻(xiàn))Fig.1 Distributions of eclogites in the East Kunlun orogen and adjacent area (a)，geologic sketch map of the study area (b，modified after Wang et al.，2001)and occurrence and sample location of eclogites in the section (c)Wenquan eclogite (Meng et al. ，2013;Jia et al. ，2014);eclogite from western segment of East Kunlun (Qi et al. ，2014);others eclogite (Zhang et al. ，2008;Yu et al. ，2013，and therein)

圖2 榴輝巖產(chǎn)狀及其顯微照片(a)榴輝巖(Ec)露頭(鏡頭朝東)，在片麻巖(Gn)中呈透鏡狀，超基性巖(Serp)呈構(gòu)造巖塊分布在片麻巖中，與榴輝巖相鄰;(b)粗粒榴輝巖，塊狀狀構(gòu)造，主要由紅色石榴子石(1 ～3mm)和綠色的綠輝石(可退變?yōu)橥篙x石+斜長石后成合晶)組成;(c)藍(lán)晶石榴輝巖(K12-9-5.4)，由石榴子石、綠輝石、藍(lán)晶石和石英組成(正交偏光);(d)退變榴輝巖(K11-17-1.8)，由石榴子石、綠輝石、石英和后成合晶組成(單偏光). 礦物代號(hào):Grt-石榴子石;Omp-綠輝石;Ky-藍(lán)晶石;Qtz-石英;Symp-后成合晶;Bi-黑云母Fig.2 Occurrence of the eclogites and their mircophotographs(a)eclogite outcrop (camera facing east)，eclogites tectonic contact with ultramafic rocks，they as lenses or block occur in paragneiss;(b)coarsegrained eclogite with massiv structure，which consists of red garnet (1 ～3mm)and green omphacite (majority is retrograde symplectite with amphibole and plagioclase);(c)kyanite-eclogite (K12-9-5.4)，consisting of garnet，omphacite，kyanite and quartz (CPL);(d)retrograde eclogite (K11-17-1.8)，consisting of garnet，omphacite，quartz and symplectite (PPL). Abbreviations:Ec-eclogite;Gn-gneiss;Serp-ultramafic rocks;Grt-garnet;Omp-omphacite;Ky-kyanite;Qtz-quartz;Symp-symplectite;Bi-biotite

2.3 測(cè)試方法

全巖分析由國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心完成，主元素采用X-熒光光譜法(XRF)，測(cè)試儀器為3080E 型X-熒光光譜儀，其中FeO 采用容量滴定法;稀土元素和微量元素采用等離子質(zhì)譜法(ICP-MS)。氧化物和微量元素含量大于10 ×10-6的元素的分析誤差為5%;小于10 ×10-6的元素分析誤差為10%(Zeng et al.，2011)。

Sm-Nd 同位素測(cè)試在中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所同位素實(shí)驗(yàn)室完成。Sm-Nd 含量測(cè)定采用同位素稀釋法，測(cè)試儀器為MAT262 固體同位素質(zhì)譜計(jì)。Nd 同位素分析儀器為Nu Plasam HR MC-ICP-MS(Nu Instruments)，DSN-100 膜去溶;標(biāo)樣為JMC Nd2O3，標(biāo)樣的143Nd/144Nd =0.511126 ±10(2σ);Nd 同位素質(zhì)量分餾采用146Nd/144Nd =0.7219 校正。詳細(xì)測(cè)試流程見何學(xué)賢等(2007)。

鋯石Lu-Hf 同位素測(cè)試是在中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所國土資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室Neptune多接收等離子質(zhì)譜和Newwave UP 213 紫外激光剝蝕系統(tǒng)(LA-MC-ICP-MS)上進(jìn)行的，分析點(diǎn)靠近U-Pb 測(cè)定點(diǎn)，且在同一CL 結(jié)構(gòu)位置。εHf(t)計(jì)算采用衰變常數(shù)λ =1.865 ×10-11year-1，(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR，0=0.282772(Blichert-Toft and Albarède，1997)，虧損地幔模式年齡(tDM)計(jì)算采用(176Hf/177Hf)DM= 0.0384，(176Hf/177Hf)DM=0.28325(Griffin et al.，2002)。相關(guān)儀器運(yùn)行條件及詳細(xì)分析流程見侯可軍等(2007)。

3 結(jié)果

3.1 全巖地球化學(xué)

3.1.1 主元素

對(duì)11 件榴輝巖(3 件細(xì)粒和8 件粗粒)進(jìn)行了主元素和微量元素分析(表1)。這些巖石的SiO2含量為46.50% ～59.01%，TiO2含量0.88% ～1.15%，屬于拉斑玄武巖系列的基性-中性巖石(玄武巖-安山巖)(圖3a，b)。細(xì)粒榴輝巖具有低的Al2O3，含量為13.38% ～13.92%，高的FeO 含量，為13.09% ～13.24%，MgO 含量7.59% ～7.97%，Mg#指數(shù)為0.47 ～0.48，CaO 含 量 為10.98% ～11.71%，Na2O 含 量1.19% ～1.31%;粗粒榴輝巖的Al2O3較高，含量為15.06%～16.36%，F(xiàn)eO 含量和MgO 含量較低，分別為6.88% ～9.0%和4.30% ～5.59%，Mg#指數(shù)為0.45 ～0.51。CaO 含量為5.94% ～7.28%，比細(xì)粒榴輝巖低，Na2O 含量4.04% ～5.16%，比細(xì)粒榴輝巖高。

表1 東昆侖溫泉榴輝巖的主元素(wt%)和微量元素(×10 -6)Table 1 Major (wt%)and trace elements (×10 -6)concentration of eclogites in Wenquan，East Kunlun

圖3 溫泉榴輝巖的AFM 圖解(a，據(jù)Irvine and Baragar，1971)和Nb/Y-SiO2 圖解(b，底圖據(jù)Winchester and Floyd，1977)都蘭-1 據(jù)Yu et al. ，2013;都蘭-2 據(jù)Song et al. ，2003;圖5、圖6同F(xiàn)ig.3 AFM diagram (a，after Irvine and Baragar，1971)and Nb/Y-SiO2 plot (b，after Winchester and Floyd，1977)of eclogites from Wenquan

3.1.2 稀土元素

在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解上(圖4)，4 件樣品顯示為輕稀土元素虧損，配分模式類似于N-MORB，(La/Sm)N比值為0.82 ～0.88，(La/Yb)N比值為0.58 ～0.62。其余7 件樣品的輕稀土元素略顯富集，類似于E-MORB，(La/Sm)N比值為1.42 ～1.72，(La/Yb)N比值為1.51 ～2.22(表1)。所有樣品顯示Eu 為弱的負(fù)異常，δEu 為0.85 ～0.95。

3.1.3 微量元素

在Nb/Yb-Th/Yb 圖解上(Pearce，2008)，3 件細(xì)粒榴輝巖樣品顯示與N-NORB 有親緣性，其余樣品顯示巖漿與地殼反應(yīng)的趨勢(shì)(圖5)。在Zr-Nb-Y 圖上(圖6)，樣品均落入弧玄武巖和洋中脊玄武巖范圍。

圖4 溫泉榴輝巖的稀土元素配分模式(球粒隕石值據(jù)Boynton，1984)灰色區(qū)域?yàn)槎继m榴輝巖(Yu et al. ，2013;Song et al. ，2003)Fig.4 Chondrite-normalized rare earth element (REE)patterns of the eclogites from Wenquan (normalization values after Boynton，1984)The gray range for Dulan eclogites (after Yu et al.，2013;Song et al.，2003)

圖5 溫泉榴輝巖的Nb/Yb-Th/Yb 圖解(據(jù)Pearce，2008)Fig. 5 Diagram of Nb/Yb vs. Th/Yb for eclogites from Wenquan (after Pearce，2008)

圖6 玄武巖的Nb-Zr-Y 圖解(據(jù)Meschede，1986)Fig.6 Diagram of Nb-Zr-Y for basalts (after Meschede，1986)A (Ⅰ+Ⅱ):basalt within plates;Ⅱ+C:tholeiite within plates;B-P-MORB;C+D:volcanic arc basalt;D:N-MORB and volcanic arc basalts

表2 東昆侖溫泉榴輝巖的Sm-Nd 同位素組成Table 2 Sm-Nd isotopic compositions of eclogites in Wenquan，East Kunlun

圖7 溫泉榴輝巖的Sm-Nd 同位素特征都蘭榴輝巖據(jù)Song et al. ，2003Fig. 7 Sm-Nd isotopic compositions of eclogites from Wenquan

3.1.4 Sm-Nd 同位素

對(duì)6 件榴輝巖樣品進(jìn)行了Sm-Nd 同位素分析(表2)。榴輝巖的Sm 含量為1.82 ×10-6～3.26 ×10-6，Nd 含量為4.63 × 10-6～12.0 × 10-6，147Sm/144Nd 比 值 為0.164 ～0.239，143Nd/144Nd 比 值 為0.512633 ～0.512984，計(jì) 算 的εNd(0)值為-0.10 ～+6.75，εNd(t)值為0.51 ～+6.17(t =934Ma)，變化較大，最大相差6 個(gè)εNd單位(圖7)。

3.2 鋯石礦物化學(xué)

3.2.1 鋯石微量元素

采用LA-ICP-MS 方法對(duì)榴輝巖樣品(K11-5-2.18)中21粒測(cè)年鋯石的18 個(gè)測(cè)點(diǎn)進(jìn)行了微量元素分析(表3)，稀土元素總量為287 ×10-6～780 ×10-6，重稀土元素(HREE)明顯富集，(Lu/Gd)N=31 ～101，δEu=0.12 ～0.24，具有明顯的負(fù)Eu 異常(表3，圖略)，表明鋯石為火成鋯石(Meng et al.，2013)。

東昆侖榴輝巖鋯石的U/Yb 比值為0.14 ～0.89，Hf 含量為6610 ×10-6～7917 ×10-6，Y 含量為136 ×10-6～252 ×10-6(表3)，在輝長巖鋯石的U/Yb-Hf 圖解和U/Yb-Y 圖解上(圖8)，均落入陸殼輝長巖鋯石的范圍內(nèi)(Grimes et al.，2007)，表明這些榴輝巖的原巖形成于大陸環(huán)境。

圖8 溫泉榴輝巖(K11-5-2.18)鋯石的Hf-U/Yb 圖解(據(jù)Grimes et al.，2007)Fig.8 Hf vs. U/Yb diagram of zircons from Wenquan eclogites (after Grimes et al.，2007)

圖9 溫泉榴輝巖(K11-5-2.18)鋯石的Hf 同位素特征都蘭榴輝巖鋯石Hf 同位素?fù)?jù)Yu et al. ，2013Fig.9 Hf isotopic compositions of zircons from Wenquan eclogites

3.2.2 鋯石Hf 同位素

對(duì)測(cè)過年齡的鋯石進(jìn)行了16 個(gè)測(cè)點(diǎn)的Lu-Hf 同位素分析(表4、圖9)。鋯石的176Lu/177Hf 比值為0.000540 ～0.001062，176Hf/177Hf 比值為0.282425 ～0.282489，εHf(0)值為-12.26～-10.23，初始的εHf(t)值為+7.5 ～+10(t =934Ma)，計(jì)算的虧損地幔的模式年齡tDM為1.1 ～1.2Ga。

表3 溫泉榴輝巖(K11-5-2.18)鋯石的微量元素(×10 -6)組成Table 3 LA-ICP-MS trace element composition (×10 -6)of zircon from Wenquan eclogite (K11-5-2.18)

表4 東昆侖溫泉榴輝巖(K11-5-2.18)鋯石的Hf 同位素組成Table 4 Hf isotopic compositions of zircons from eclogite (K11-5-2.18)in Wenquan，East Kunlun

4 討論

4.1 榴輝巖原巖性質(zhì)

4.1.1 元素地球化學(xué)證據(jù)

在俯沖的早期階段(地殼深度)元素的遷移很有限(Zheng，2012)，北秦嶺榴輝巖的研究表明，在退變質(zhì)過程中雖然有外部流體活動(dòng)，如石英脈切割榴輝巖，榴輝巖的HSFE和REE 也沒有明顯的遷移，只對(duì)Rb 和Ba 有一定影響(Wang et al.，2013)。榴輝巖的Mg#值很低(0.45 ～0.51)，顯然其原巖不是原始玄武巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物(Mg#= 0.70，Niu，2005)，特別是粗粒榴輝巖的SiO2含量達(dá)59%(表1)，巖石中有大量石英出現(xiàn)(圖2c，d)，與大別山毛屋榴輝巖類似，表明原巖有可能是分異程度很高的層狀侵入體(Jahn et al.，2003)。柴北緣東端都蘭榴輝巖的原巖被認(rèn)為形成于陸殼環(huán)境(Song et al.，2003;Yu et al.，2013)，與都蘭榴輝巖相比，二者均屬于拉斑玄武質(zhì)系列巖石(圖3a)，但是溫泉榴輝巖相對(duì)富鐵，有部分樣品具有安山巖性質(zhì);而都蘭榴輝巖更富鎂，所有樣品均屬于亞堿性的玄武巖(圖3b)。

溫泉榴輝巖的稀土元素特征具有N-MORB 型和EMORB 型兩種類型(圖4)，類似于都蘭榴輝巖的稀土特征(Song et al.，2003;Yu et al.，2013)，也類似于柴北緣?mèng)~卡和錫鐵山榴輝巖的稀土特征(孟繁聰?shù)龋?003;Zhang et al.，2005，2013;Chen et al.，2009;Song et al.，2010)以及阿爾金榴輝巖的稀土特征(Zhang et al.，2001)。柴北緣的錫鐵山榴輝巖和南阿爾金榴輝巖具有輕稀土元素虧損的樣品，其原巖被認(rèn)為形成于大陸裂谷或初始洋盆環(huán)境(孟繁聰?shù)龋?003;Zhang et al.，2001，2005)。輕稀土元素虧損的榴輝巖也出現(xiàn)在蘇魯超高壓變質(zhì)帶中，其原巖被認(rèn)為形成于大陸裂谷環(huán)境(王式?jīng)驳龋?995)。法國西部華力西帶中的榴輝巖也具有輕稀土元素虧損的特征(Bernard-Griffiths and Cornichet，1985)，作者認(rèn)為這些榴輝巖形成于大洋環(huán)境。在西班牙具有輕稀土元素虧損特征的榴輝巖，其原巖被認(rèn)為形成于島弧環(huán)境(Bernard-Griffiths et al.，1985)。而西阿爾卑斯具有N-MORB 稀土特征的榴輝巖原巖被認(rèn)為形成于減薄的大陸地殼或初始大洋裂谷環(huán)境(Paquette et al.，1989)。作為對(duì)比，LREE 虧損的大陸拉斑玄武巖常出現(xiàn)在大陸邊緣環(huán)境，與大陸裂谷環(huán)境有關(guān)(Cullers and Graf，1984;王式?jīng)驳龋?995)。另外，玄武巖漿的堆晶相也具有輕稀土元素虧損的特點(diǎn)，如堆晶輝長巖(Coleman，1977)。我們傾向認(rèn)為這種輕稀土元素虧損的榴輝巖的原巖形成于大陸邊緣環(huán)境。輕稀土元素富集型的榴輝巖在蘇魯大別造山帶分布很廣(王式?jīng)驳龋?995;Chavagnac and Jahn，1996;Jahn et al.，2003;Zhang et al.，2006;Liu et al.，2007，2008)，柴北緣及阿爾金也以輕稀土元素富集型的榴輝巖為主(孟繁聰?shù)龋?003;Song et al.，2003，2010;Zhang et al.，2001，2005，2008，2013;Chen et al.，2009)，多數(shù)人認(rèn)為這些榴輝巖的原巖形成于大陸裂谷環(huán)境，輕稀土元素的富集可能與陸殼物質(zhì)的混染有關(guān)(Jahn，1999)。本文榴輝巖輕稀土元素富集的特征類似于大陸拉斑玄武巖(Wilson，1989)，其原巖很可能形成于大陸環(huán)境。

4.1.2 Sm-Nd 同位素證據(jù)

本文榴輝巖原巖形成時(shí)代為934Ma，榴輝巖的εNd(t)值為+0.51 ～+6.17(表2)，所有樣品的147Sm/144Nd 比值為均高于大陸地殼的平均值(0.12)，其中4 件樣品的147Sm/144Nd比值高于MORB 的平均值(0.22，Jahn，1999)。低的負(fù)值和低的正值類似于都蘭榴輝巖和碧溪嶺榴輝巖。都蘭榴輝巖原巖形成時(shí)代為828 ±58Ma(Yu et al.，2013)，按t =800Ma計(jì)算的εNd(t)值為-1.9 ～-0.3(Song et al.，2003)，表明原巖巖漿來自富集的大陸巖石圈地?；蛘邅碜蕴潛p的軟流圈地幔，但在侵位或噴出地表過程中被陸殼物質(zhì)強(qiáng)烈混染(Paquette et al.，1989;Jahn，1999;Song et al.，2003)。碧溪嶺榴輝巖的εNd(0)值為-2.3 ～ -0.6(Chavagnac and Jahn，1996)，其原巖年齡可能為745Ma(鄭建平等，2007)，重新計(jì)算的εNd(t)值為+0.3 ～+2，表明其虧損地幔源區(qū)被強(qiáng)烈改造或者巖漿侵位到下地殼時(shí)被混染(Chavagnac and Jahn，1996;Jahn et al.，2003)。類似的情形在新生代大陸玄武巖中可以觀察到，被認(rèn)為是軟流圈地幔與巖石圈地幔反應(yīng)的結(jié)果(Xu et al.，2005)。榴輝巖高的正值(+6 ～+8)與柴北緣錫鐵山榴輝巖和沙柳河榴輝巖Nd 同位素組成類似(分別為+3 ～+9 和+6 ～+8，孟繁聰?shù)龋?003;Zhang et al.，2008)，在錫鐵山地區(qū)解釋為初始小洋盆或大陸裂谷環(huán)境(孟繁聰?shù)龋?003;Zhang et al.，2005)，在沙柳河地區(qū)被認(rèn)為是變質(zhì)的洋殼(Zhang et al.，2008)。而具有類似Nd 同位素組成的新生代大陸玄武巖通常被認(rèn)為來自軟流圈地幔(Xu et al.，2005)。東昆侖溫泉榴輝巖Nd 同位素組成的不均一性(相差6 個(gè)εNd單位)可能是地幔源區(qū)不均一或原巖巖漿被陸殼物質(zhì)不均勻混染所致(Jahn，1999;Jahn et al.，2003)。東昆侖溫泉榴輝巖原巖形成于新元古代早期(Meng et al.，2013)，同期還有花崗巖形成(孟繁聰?shù)龋?013)，這一巖漿事件比都蘭榴輝巖原巖形成早約100Ma，后者被認(rèn)為形成于大陸裂谷或初始小洋盆環(huán)境(Yu et al.，2013)，沙柳河榴輝巖的原巖形成時(shí)代為516 ±8Ma(Zhang et al.，2008)，但不能排除該年齡為混合年齡(Zhang et al.，2010)，如果是這樣，其原巖也很有可能形成于新元古代。區(qū)域上新元古代早期花崗巖的形成與陸塊的匯聚有關(guān)(如陸松年等，2002)，表明當(dāng)時(shí)環(huán)境可能為擠壓環(huán)境(俯沖或碰撞)。通常活動(dòng)大陸邊緣的地幔楔的Nd 同位素組成不均一(Wilson，1989)，俯沖帶的交代作用可造成來自地幔楔的基性巖漿具有變化范圍較大的εNd值，如東天山白石泉的基性-超基性巖(-0.9 ～+5.6，陳斌等，2013)。東昆侖造山帶沒有證據(jù)顯示存在新元古代早期的洋盆及其消亡事件，我們傾向認(rèn)為榴輝巖原巖是來自虧損地幔的巖漿在侵入地殼或噴出地表過程中遭受了陸殼物質(zhì)的混染，或者在源區(qū)軟流圈地幔與巖石圈地幔發(fā)生過反應(yīng)。

4.1.3 鋯石證據(jù)

東昆侖榴輝巖鋯石的U/Yb 比值為0.14 ～0.89，Hf 含量為6610 ×10-6～7917 ×10-6，Y 含量為136 ×10-6～252 ×10-6(表3)，在輝長巖鋯石的U/Yb-Hf 圖解(圖8)上，落入陸殼輝長巖鋯石的范圍內(nèi)(Grimes et al.，2007)，也表明這些榴輝巖的原巖形成于大陸環(huán)境。

榴輝巖鋯石具有正的εHf(t)值(+8 ～+10，圖9、表4)，高于柴北緣都蘭榴輝巖鋯石的εHf(t)值(+3 ～+9，Yu et al.，2013)，與蘇魯-大別地區(qū)基性超基性巖鋯石的εHf(t)值類似，如蘇魯?shù)貐^(qū)斜長角閃巖(退變榴輝巖)的鋯石具有正的εHf(t)值(+5.8 ～+11.3，+7 ～+8.5)，原巖巖漿被認(rèn)為來自虧損地幔(Liu et al.，2008)，大別山碧溪嶺石榴橄欖巖鋯石的εHf(t)值+3.6 ～+8.1(Zheng et al.，2007，2008)，該巖體的原巖被認(rèn)為是軟流圈地幔上涌形成的巖漿在下地殼形成的基性-超基性堆積體(Zhang et al.，1995;Chavagnac and Jahn，1996;Zheng et al.，2007)，也支持榴輝巖的原巖可能是由來自虧損地?；蜍浟魅Φ蒯５幕詭r漿演化形成的。

相比而言，來自洋殼及其有關(guān)巖石的鋯石通常具有更高的正εHf(t)值，如希臘Tinos 和Syros 島的變質(zhì)輝長巖，榴輝巖和硬玉巖及藍(lán)片巖鋯石的εHf(t)值為+10 ～+20(Fu et al.，2012)，日本Tone 和北危地馬拉硬玉巖鋯石的εHf(t)值分別為+10 ～+16 和+10 ～+13(Yui et al.，2012)，緬甸硬玉巖鋯石εHf(t)值為+15 ～+20(Qiu et al.，2009;Shi et al.，2009)，西昆侖烏依塔格斜長花崗巖鋯石εHf(t)值為+13 ～+20(Jiang et al.，2008)，它們同樣是虧損地幔部分熔融的產(chǎn)物(Fu et al.，2012;Yui et al.，2012)。

4.2 構(gòu)造意義

東昆侖榴輝巖的地球化學(xué)和Nd 同位素組成以及原巖鋯石的特征表明其原巖為大陸拉班玄武質(zhì)巖石，形成于大陸邊緣環(huán)境，形成時(shí)代為新元古代早期約934Ma(Meng et al.，2013)，到早古生代中期(450 ～430Ma)發(fā)生陸殼的深俯沖作用形成榴輝巖(Meng et al.，2013;賈麗輝等，2014)。東昆侖祁漫塔格早奧陶世(約480Ma)島弧型蛇綠巖殘片的存在(崔美慧等，2011;Meng et al.，2015)以及布青山467Ma NMORB 型洋殼殘片的存在(Bian et al.，2004)，均表明該地區(qū)曾存在早古生代洋盆(原特提斯洋)。目前還不清楚該洋盆何時(shí)打開，但是陸殼型榴輝巖的形成時(shí)代可限定該洋盆最終關(guān)閉時(shí)代(李繼亮等，1999)，這表明東昆侖早古生代洋盆到晚奧陶世-志留紀(jì)已經(jīng)關(guān)閉，早古生代洋殼的俯沖消亡以及安第斯型陸緣弧的形成應(yīng)發(fā)生在榴輝巖形成之前，這對(duì)認(rèn)識(shí)東昆侖早古生代花崗巖形成的構(gòu)造環(huán)境有重要意義。

東昆侖西段夏日哈木榴輝巖與本文研究的榴輝巖的特征很類似(祁生勝等，2014;Meng et al.，2013)，推測(cè)其為陸-陸碰撞的產(chǎn)物(祁生勝等，2014)，榴輝巖鋯石中有兩粒鋯石核給出了572Ma 和542Ma 的年齡，根據(jù)測(cè)點(diǎn)位置和鋯石大小判斷這些是混合年齡，表明其原巖年齡老于572Ma，很有可能其原巖也形成于新元古代的陸殼環(huán)境。雖然作者認(rèn)為從榴輝巖鋯石獲得的411 ±2Ma 的年齡代表了榴輝巖相峰期變質(zhì)時(shí)代(祁生勝等，2014)，由于缺少可靠的礦物學(xué)證據(jù)(如鋯石中的礦物包裹體)，這仍需要進(jìn)一步確定。祁漫塔格地區(qū)的花崗質(zhì)片麻巖的變質(zhì)時(shí)代為416 ±11Ma(孟繁聰?shù)龋?013)，可能代表了角閃巖相變質(zhì)作用發(fā)生的時(shí)代，我們推測(cè)夏日哈木榴輝巖與溫泉榴輝巖的峰期變質(zhì)時(shí)代相近。東昆侖榴輝巖的發(fā)現(xiàn)給我們提出了新的挑戰(zhàn):它們是昆北地體與昆南地體之間碰撞的產(chǎn)物，還是昆北地體與其他大陸(如東岡瓦納大陸北緣)碰撞的產(chǎn)物?東昆侖榴輝巖與柴達(dá)木盆地北緣榴輝巖的演化有許多相似之處:原巖形成于新元古代陸殼環(huán)境，早古生代發(fā)生高壓變質(zhì)，雖然目前還沒有在榴輝巖中發(fā)現(xiàn)超高壓變質(zhì)的礦物學(xué)證據(jù)。這是否意味著柴達(dá)木盆地的基底與盆地南北兩側(cè)早古生代造山帶的演化歷史相似?若果真如此，就需要我們重新認(rèn)識(shí)柴達(dá)木地塊的性質(zhì)。

5 結(jié)論

東昆侖溫泉榴輝巖的SiO2含量較高(可達(dá)59%)，Mg#指數(shù)較低(0.45 ～0.51)，表明原巖為分異程度較高的中-基性巖漿;稀土元素顯示輕稀土虧損型和輕稀土富集型兩種類型，指示原巖形成于大陸邊緣環(huán)境。榴輝巖的εNd(t)值為+0.51 ～+6.17，變化較大，表明原巖巖漿來自虧損地幔，遭受了不同程度的巖石圈地?；蜿憵の镔|(zhì)的混染;鋯石具有正的εHf(t)值，也支持榴輝巖原巖巖漿來自虧損地幔。因此，榴輝巖代表了俯沖的陸殼，推測(cè)沿東昆中縫合帶發(fā)生過陸殼的深俯沖作用，從而表明東昆侖經(jīng)歷過陸-陸碰撞造山作用。

致謝 吳祥珂和李云帥兩位研究生參加了野外工作;國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測(cè)試中心完成了巖石化學(xué)分析;中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所同位素實(shí)驗(yàn)室完成Sm-Nd 同位素分析;中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所國土資源部成礦作用與資源評(píng)價(jià)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成了鋯石Lu-Hf 同位素測(cè)試;張建新和另一名審稿人對(duì)論文初稿提出了中肯的修改意見;在此一并表示衷心感謝。

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