造山帶洋陸轉(zhuǎn)換過程與巖漿作用：以東昆侖都蘭地區(qū)古生代花崗巖為例

熊萬宇康 ，趙夢(mèng)琪 ，于淼，* ，劉瀟揚(yáng) ，龔磊 ，曾慶鴻

（1. 中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，湖南 長沙 410083；2. 青海省地質(zhì)調(diào)查局，青海 西寧 810008）

洋陸轉(zhuǎn)換過程記錄了從洋殼俯沖—陸殼碰撞到后碰撞結(jié)束的重要地質(zhì)過程，反映了造山帶的形成與演化信息（Wilson，1989；吳福元等，2020；Yang et al.，2021；尹福光等，2022），但不同的地質(zhì)過程中往往具有不同的巖漿作用，特別是不同板片俯沖機(jī)制下的和巖石圈拆沉—減薄作用下的巖漿活動(dòng)所形成的侵入巖地球化學(xué)特征差異顯著。板片俯沖過程中，鐵鎂質(zhì)下地殼部分熔融或幔源鐵鎂質(zhì)與殼源長英質(zhì)巖漿混合形成I型花崗巖（Roberts et al.，1993；Yang et al.，2007），但冷俯沖和熱俯沖兩種不同的機(jī)制往往對(duì)應(yīng)著不同的巖漿活動(dòng)（Kong et al.，2016）。已有研究結(jié)果表明，相對(duì)老的、冷的俯沖帶通常在地幔楔深部發(fā)生脫水作用，進(jìn)而誘發(fā)深部地幔物質(zhì)熔融形成正常I型花崗巖；而相對(duì)年輕的、熱的大洋巖石圈板片發(fā)生俯沖時(shí)可以導(dǎo)致洋殼部分熔融形成I型埃達(dá)克質(zhì)花崗巖（埃達(dá)克巖）（Molnar et al.，1995；張澤明等，2020）。埃達(dá)克巖通常以高Sr/Y 和La/Yb值為顯著特征，對(duì)揭示洋殼冷熱俯沖機(jī)制具有重要意義（Breitsprecher et al.，2003；Kong et al.，2016；Windley et al.，2018）。后碰撞伸展過程往往伴隨下地殼拆沉、巖石圈減薄和軟流圈上涌等一系列過程，導(dǎo)致下地殼部分熔融形成I型花崗巖，而高熱環(huán)境條件下則形成無水堿性A型花崗巖（Bonin，2007；Xin et al.，2018；張亮等，2021）。

東昆侖造山帶位于青藏高原北部，形成于特提斯構(gòu)造域，是研究特提斯構(gòu)造作用的天然實(shí)驗(yàn)室（劉成東等，2003；陸露等，2013），已有許多證據(jù)指示東昆侖造山帶古生代經(jīng)歷了俯沖-碰撞（增生）-后碰撞的洋陸轉(zhuǎn)換過程（Yu et al.，2020；Dong et al.，2020；Chen et al.，2020b）。目前，前人對(duì)原特提斯俯沖過程的研究已揭露早古生代昆南洋中存在極性相反的雙向俯沖（陳加杰等，2016），昆南洋殼向北俯沖過程中在昆南地體內(nèi)形成正常I型花崗巖與I型埃達(dá)克質(zhì)花崗巖（Li et al.，2015；Zhou et al.，2016；Dong et al.，2018a），同時(shí)出現(xiàn)高溫高壓變質(zhì)的麻粒巖和榴輝巖（李懷坤等，2006；Meng et al.，2013；國顯正等，2017），為限定原特提斯俯沖構(gòu)架提供依據(jù)。然而，對(duì)于東昆侖造山帶東段的冷熱俯沖性質(zhì)缺乏討論，東昆侖造山帶東西兩段的冷熱俯沖性質(zhì)是否存在差異有待研究。

針對(duì)上述問題，筆者選取東昆侖東段都蘭地區(qū)（浪木日、哈日扎和希望溝）侵入巖為研究對(duì)象，通過鋯石U-Pb年代學(xué)、巖石學(xué)和地球化學(xué)研究闡述巖石成因及構(gòu)造意義。結(jié)合前人研究成果，在為約束東昆侖造山帶原特提斯洋殼俯沖和后碰撞伸展時(shí)間提供依據(jù)的同時(shí)，探討東昆侖洋陸轉(zhuǎn)換的熱結(jié)構(gòu)，指出東昆侖造山帶東段在俯沖時(shí)期具有相對(duì)熱的俯沖性質(zhì)，并推測可能與洋脊俯沖有關(guān)，以此探討東昆侖早古生代的全新俯沖構(gòu)造格局。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

東昆侖造山帶位于青藏高原北部，北臨柴達(dá)木盆地，南接巴顏喀拉地體，東接秦嶺造山帶，西至阿爾金斷裂。從北到南，造山帶被昆北斷裂、昆中斷裂和昆南斷裂3條斷裂帶（吳樹寬等，2023）分割為昆北地體、昆南地體、幕士塔格-阿尼瑪卿地體和可可西里-巴顏喀拉地4個(gè)地體，其中分布有2條蛇綠巖帶（Xia et al.，2015；李文淵，2018；Yu et al.，2020）（圖1）。整個(gè)斷層系統(tǒng)經(jīng)歷了多級(jí)疊加結(jié)構(gòu)演化（寇林林等，2015），昆中斷裂（縫合帶）形成于華力西期（豐成友等，2012），昆南斷裂（縫合帶）形成于印支期（許志琴等，2006），分別對(duì)應(yīng)于原特提斯洋（元古代—早古生代）和古特提斯洋（晚古生代—中生代）的演化階段（Yang et al.，1996）。

圖1 東昆侖造山帶地質(zhì)圖（a）和構(gòu)造地塊劃分圖（b）（據(jù)Yu et al.，2020）Fig. 1 (a) Geological map and (b) tectonic block division map of the East Kunlun Orogenic Belt

東昆侖造山帶分布有從元古代至早中生代地層（圖1a）。昆北地體內(nèi)主要出露有元古代中高級(jí)變質(zhì)巖基底（He et al.，2016；魏小林等，2016），上覆早古生代低級(jí)變質(zhì)巖和火山巖（陳有炘等，2013），均被泥盆紀(jì)牦牛山組不整合覆蓋（陸露等，2010；張耀玲等，2010）。石炭世—中三疊世海相巖石主要產(chǎn)于昆南地體，石炭紀(jì)至二疊紀(jì)沉積有灰?guī)r、碎屑沉積巖和火山巖，三疊紀(jì)地層以陸相火山巖夾火山碎屑巖為主（羅明非，2015；陳加杰等，2022）。東昆侖內(nèi)巖漿巖主要由花崗巖組成，巖漿作用可分為前寒武紀(jì)、早古生代、晚古生代—早中生代和晚中生代—新生代4個(gè)階段（莫宣學(xué)等，2007；田龍等，2023），早在古元古代滹沱紀(jì)就有少量花崗巖熱事件記錄（陳能松等，2006）。昆中-南構(gòu)造帶內(nèi)早古生代火山活動(dòng)集中在晚奧陶世—晚志留世，晚泥盆世普遍發(fā)育I-A型花崗巖，磨拉石沉積出現(xiàn)標(biāo)志著原特提斯造山事件的結(jié)束；侏羅紀(jì)古特提斯洋的閉合和隨后白堊紀(jì)雅魯藏布江洋盆向北俯沖的影響導(dǎo)致了一系列巖漿熱事件作用，中生代火山活動(dòng)集中于二疊世—三疊世（ 羅明非，2015；Dong et al.，2018a）。

研究區(qū)位于東昆侖造山帶的東端（圖1a），區(qū)域經(jīng)歷了加里東期、華力西期、印支期等多期次的構(gòu)造活動(dòng)，發(fā)育較多次級(jí)張性、扭性斷裂，展布方向?yàn)镹WW和NW向，具多期活動(dòng)的特點(diǎn)（孟慶鵬，2019；孔會(huì)磊等，2021），由蛇綠巖指示的昆中縫合帶從區(qū)域中部穿過（圖2）。元古代中高級(jí)變質(zhì)基巖遍布全區(qū)，基巖上覆有分布于區(qū)域中部的納赤臺(tái)群奧陶系—志留系低級(jí)變質(zhì)巖，及分布于區(qū)域東部的泥盆系牦牛山組和區(qū)域中南部的石炭系—三疊系沉積巖和火山巖。巖漿巖的巖性包括從鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)侵入體/巖脈到長英質(zhì)花崗巖。鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石主要形成于寒武紀(jì)和泥盆紀(jì)—石炭紀(jì)，長英質(zhì)花崗巖主要有奧陶紀(jì)—泥盆紀(jì)和二疊紀(jì)—三疊紀(jì)2個(gè)形成時(shí)期（圖2）（馮建赟等，2010；Chen et al.，2020a）。

圖2 研究區(qū)地質(zhì)圖及采樣位置（據(jù)Chen et al.，2020a修改）Fig. 2 Geological map of the study area and sampling locations

圖3 都蘭地區(qū)典型花崗巖樣品顯微照片F(xiàn)ig. 3 Microphotographs of typical granite samples in Dulan area

2 采樣與測試分析方法

2.1 采樣位置及樣品特征

文中選取的研究對(duì)象——浪木日（LMR）、哈日扎（HRZ）和希望溝（XW）巖石樣品均位于都蘭縣境內(nèi)。其中，LMR-9為黑云母花崗閃長巖，HRZ-1為似斑狀二長花崗巖，HRZ-3為花崗閃長巖，XW-12為閃長花崗巖，具體特征描述見表1。

2.2 鋯石U-Pb定年

選取具有代表性的樣品進(jìn)行鋯石的分選，經(jīng)過機(jī)械粉碎、重磁和電磁分析后，在雙目鏡下手工挑純，隨機(jī)挑出晶形完好且純凈透明的鋯石并開展透反射光和陰極發(fā)光（CL）觀察照相，選取無裂隙無包體區(qū)域以待分析。鋯石微量元素含量測試和U-Pb同位素定年在北京燕都中實(shí)測試技術(shù)有限公司利用LA-ICP-MS同時(shí)分析完成。激光剝蝕系統(tǒng)為New Wave UP213，ICP-MS為布魯克M90。測試剝蝕光斑直徑根據(jù)實(shí)際情況選擇25 μm。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補(bǔ)償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，二者在進(jìn)入ICP之前通過一個(gè)勻化混合器混合。每個(gè)樣品點(diǎn)分辨包括大約20～30 s的空白信號(hào)和50 s的樣品信號(hào)。U-Pb同位素定年中采用鋯石標(biāo)準(zhǔn)91 500和Plesovice作為外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正。鋯石微量元素含量利用SRM610作為多外標(biāo)、Si作內(nèi)標(biāo)的方法進(jìn)行定量計(jì)算。

2.3 全巖主微量元素

全巖主微量元素含量測定由北京燕都中實(shí)測試技術(shù)有限公司完成。選取具有代表性的新鮮（無蝕變風(fēng)化或去掉了巖石樣品表面的風(fēng)化物）的樣品進(jìn)行破碎，并研磨至200目以下，以待進(jìn)行全巖主微量元素分析分析。主量元素實(shí)驗(yàn)方法詳細(xì)如下：粉末樣品稱重并與Li2B4O7混合 （1∶8） 助熔劑，在金鉑坩堝中加熱至1 150 ℃，熔化成均勻的玻璃片，然后用X射線熒光光譜法進(jìn)行測試以確保數(shù)據(jù)誤差小于1 %。微量元素實(shí)驗(yàn)方法詳細(xì)如下：稱量粉末樣品，并將其放入含HF+HNO3的聚四氟乙烯溶液罐中。高壓凈化罐在190 ℃烘干機(jī)中放置72 h，然后去除酸液，并將溶液作為稀釋液固定，供機(jī)器測試。使用電感耦合等離子體質(zhì)譜法進(jìn)行分析，以GSR-2為控制樣本，測量數(shù)據(jù)顯示部分揮發(fā)性和極低含量元素的誤差小于5 %，分析誤差小于10 %。

2.4 Hf-Sr-Nd 同位素

鋯石原位Lu-Hf同位素分析是由北京燕都中實(shí)測試技術(shù)有限公司的美國熱電Nepture-plus MC-ICP-MS與NewWave UP213激光燒蝕進(jìn)樣系統(tǒng)完成測試的。鋯石剝蝕使用頻率為8 Hz，能量為16 J/cm2的激光剝蝕31 s，剝蝕出直徑約為30 μm的剝蝕坑。測試時(shí)，由于鋯石中的176Lu/177Hf值極其低（一般小于0.002），176Lu對(duì)176Hf的同位素干擾可以忽略不計(jì)。每個(gè)測試點(diǎn)的173Yb/172Yb平均值用于計(jì)算Yb的分餾系數(shù)，然后再扣除176Yb對(duì)176Hf的同質(zhì)異位素干擾。173Yb/172Yb的同位素比值為1.352 74。全巖Sr-Nd同位素分析使用Thermo Fisher Scientific多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀Neptune Plus MC-ICP-MS分別測定87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值，根據(jù)88Sr/86Sr值（8.373 209）和143Nd/144Nd值（0.721 8）指數(shù)規(guī)律對(duì)測定的87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值進(jìn)行在線質(zhì)量分餾校正。87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值的不確定度為2σ，僅包含質(zhì)譜測定的不確定度。

3 測試結(jié)果

3.1 鋯石 U-Pb 年代學(xué)特征

文中主要對(duì)浪木日、哈日扎和希望溝等地采集的花崗巖樣品進(jìn)行鋯石LA-ICP-MS U-Pb定年。所有花崗巖樣品的鋯石均以短柱狀晶體為主，長寬比為2∶1～4∶1，呈半自形至自形晶（圖4），但粒徑上存在差異，其中樣品LMR-9的鋯石粒徑為100～200 μm，樣品HRZ-1的鋯石粒徑為150～200 μm，樣品HRZ-3的鋯石粒徑為100～150 μm，樣品XW-12的鋯石較小，為75～150 μm。多數(shù)鋯石具有明顯的震蕩環(huán)帶特征（圖4），指示分析的鋯石均為巖漿成因鋯石（吳元保等，2004）。

圖4 都蘭地區(qū)花崗巖樣品典型鋯石CL圖像Fig. 4 Typical zircon CL images of granite samples in the Dulan area

文中年齡分析選取了三地花崗巖各25顆鋯石開展U-Pb同位素分析，排除捕獲鋯石年齡數(shù)據(jù)，獲取加權(quán)平均年齡與諧和年齡（圖5）。其中，浪木日黑云母花崗閃長巖（LMR-9）定年數(shù)據(jù)見表2，206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為（431.2±1.6）Ma（MSWD=7.4），諧和年齡為（429.0±4.0）Ma（MSWD=1.4）（表2）；哈日扎似斑狀二長花崗巖（HRZ-1）206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為（415±3.1）Ma（MSWD=1.5），諧和年齡為（412.2±3.3）Ma（MSWD=2.1）（表3）；哈日扎花崗閃長巖（HRZ-3）206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為（416.6±2.5）Ma（MSWD=0.44），諧和年齡為（416.7±2.3）Ma（MSWD=0.43）（表4）；希望溝花崗閃長巖（XW-12）206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為（404.2±1.5）Ma（MSWD=2.6），諧和年齡為（403.6±3.1）Ma（MSWD=0.15）（表5，圖5）。

表2 東昆侖都蘭地區(qū)浪木日黑云母花崗閃長巖（LMR-9）鋯石 LA-ICP-MS U-Pb 定年數(shù)據(jù)表Tab. 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating data of biotite granodiorite (LMR-9) in Langmuri, Dulan area, East Kunlun

表5 東昆侖都蘭地區(qū)希望溝花崗閃長巖（XW-12）鋯石 LA-ICP-MS U-Pb 定年數(shù)據(jù)表Tab. 5 LA-ICP-MS U-Pb dating data of the granodiorite (XW-12) zircon in Xiwanggou, Dulan area, East Kunlun

3.2 全巖地球化學(xué)特征

本次分析共選取了都蘭地區(qū)浪木日、哈日扎、希望溝的12件中酸性巖體樣品開展全巖主微量元素分析（表6），主量元素、稀土和微量元素相關(guān)圖解均采用CorelKit軟件繪制（Zhang et al.，2022）。

表6 東昆侖都蘭地區(qū)LMR-9、HRZ-1、HRZ-3 和XW-12 花崗巖主微量元素統(tǒng)計(jì)表Tab. 6 Major and trace elements of LMR-9, HRZ-1, HRZ-3 and XW-12 granites in the Dulan area of East Kunlun

3.2.1 主量元素

浪木日黑云母花崗閃長巖（LMR-9）與希望溝花崗閃長巖（XW-12）主量元素組成特征相似，SiO2含量分別為71.34%～71.65%和71.06%～72.60%；Al2O3含量分別為15.43%～15.79%和14.37%～15.13%；全堿（K2O+Na2O）含量分別為 6.58 %～7.15 %和5.85%～7.74%，均具有高Si、富Al、富堿質(zhì)的特點(diǎn)（表6）。在TAS圖解中，樣品均落于花崗巖區(qū)域（圖6a）。樣品LMR-9的A/CNK值為 1.04～1.06，均小于1.10；樣品XW-12的A/CNK值相對(duì)變化較大，為0.98～1.17（平均為1.11），兩者均集中于過鋁質(zhì)區(qū)域（圖6b）。SiO2與Na2O、K2O、CaO的關(guān)系圖解顯示樣品LMR-9與XW-12巖樣均屬于鈣堿性系列（圖6c、圖6d）。

圖6 浪木日、哈日扎與希望溝花崗巖主量元素圖解Fig. 6 Diagram of major elements in Langmuri, Harizha and Xiwanggou granites

哈日扎似斑狀二長花崗巖（HRZ-1）與哈日扎花崗閃長巖（HRZ-3）主量元素組成上同樣近似（表6），表現(xiàn)在SiO2（HRZ-1：68.71%～70.48 %；HRZ-3：69.42%～71.07%）、Al2O3（HRZ-1：14.50%～15.81%；HRZ-3：14.44%～15.81%）、K2O（HRZ-1：3.10%～3.20%；HRZ-3：2.99%～3.29%）和Na2O（HRZ-1：3.58%～3.99%；HRZ-3：3.65%～3.86%）含量差異較小。在TAS圖解中，樣品均落于花崗閃長巖區(qū)域（圖6a）。A/CNK值均為1.03～1.06，呈弱過鋁質(zhì)特征（圖6b）。由SiO2與Na2O、K2O、CaO的關(guān)系圖解可知，HRZ-1和HRZ-3巖樣為鈣堿性花崗巖（圖6c），進(jìn)一步細(xì)分屬于高鉀鈣堿性系列（圖6d）。

3.2.2 微量元素

樣品LMR-9與樣品XW-12在微量元素組成上同樣相似（表6）。LMR-9與XW-12的稀土元素含量均較低（分別為52.22×10-6～57.28×10-6和63.48×10-6～98.99×10-6），ΣLREE/ΣHREE值較大，均值分別為3.95和2.70，表明LREE相對(duì)于HREE富集。LMR-9的（La/Yb）N值為11.07～11.86，（Sm/Nd）N值為 0.60～0.70；XW-12的（La/Yb）N值為 6.61～13.37，（Sm/Nd）N值為 0.57～0.67，兩者均具有弱Eu負(fù)異常（LMR-9：0.73～0.86；XW-12：0.65～1.20）。稀土元素配分圖顯示兩者均呈“右傾式”分布（圖7a、圖7c），微量元素蛛網(wǎng)圖可見兩者具均虧損Ba、Nb、Ti等高場強(qiáng)元素，富集Rb、Th、K等大離子親石元素，但LMR-9相對(duì)XW-12還存在Sr的正異常（圖7b、圖7d）。

圖7 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素分配圖（a、c、e）和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖（b、d、f）（標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun et al.，1989）Fig. 7 (a, c, e) Normalized rare earth element distribution map of chondrites and (b, d, f) normalized trace element spider web map of primitive mantle

與浪木日和希望溝的樣品相比，哈日扎樣品（HRZ-1, HRZ-3）稀土元素含量均較高（HRZ-1: 194.21×10-6～208.36×10-6；HRZ-3：206.46×10-6～220.42×10-6）。LREE/HREE值分別為4.12～4.59和3.86～4.54，說明LREE相對(duì)富集。HRZ-1中（La/Yb）N值為13.46～16.44，（Sm/Nd）N值為0.59～0.62；HRZ-3中（La/Yb）N值為13.91～15.75，（Sm/Nd）N值為0.61～0.68，反映兩者均有LREE之間分異強(qiáng)而HREE之間分異弱的特點(diǎn)（圖7e）。同時(shí)與LMR-9和XW-12不同的是，哈日扎樣品具有較明顯的Eu負(fù)異常（δEu值分別為0.34～0.35和0.30～0.36）。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示，其均明顯富集Rb、Th、La，虧損Ba、Sr、Sm、Ti等元素（圖7f）。

3.3 Sr-Nd-Hf同位素地球化學(xué)

樣品LMR-9的87Rb/86Sr值為0.400 268～0.414 724，87Sr/86Sr值為0.707 862～0.707 943，（87Sr/86Sr）i為0.705 365～0.705 418；147Sm/144Nd值為0.142 422～0.145 764，143Nd/144Nd值為0.512 486～0.512 503，εNd（t）值為—0.05～0.20，二階段模式年齡TDMC（Nd）值為1 155～1 176 Ma（表7）。樣品XW-12的87Rb/86Sr值為0.679 440～2.241 489，87Sr/86Sr值為0.712 399～0.719 008，（87Sr/86Sr）i值為0.706 106～0.708 488；147Sm/144Nd值為0.138 614～0.150 046，143Nd/144Nd值為0.512 511～0.512 619，εNd（t）值為—0.02～2.63，二階段模式年齡TDMC（Nd）值為935～1 151 Ma。

表7 都蘭地區(qū)希望溝(XW-12)和浪木日(LMR-9)花崗巖Sr-Nd同位素分析結(jié)果統(tǒng)計(jì)表Tab. 7 Sr-Nd isotope analysis results of Xiwanggou (XW-12) and Langmuri (LMR-9) granites in Dulan area

所有樣品176Lu/177Hf值為0.000 04～0.002 47，除個(gè)別較大外（0.002 47，0.002 24）其余均小于0.002（表8、表9），表明鋯石形成后放射性成因Hf積累少，可以較好地反映鋯石形成時(shí)巖漿的Hf同位素組成（吳福元等, 2007a）。樣品LMR-9鋯石的176Lu/177Hf值為0.000 04～0.001 02，176Yb/177Hf值為0.001 52～0.040 40，176Hf/177Hf值為0.281 96～0.282 61，εHf（t）變化范圍較大（—19.445～3.176），對(duì)應(yīng)的Hf同位素二階段模式年齡（TDMC）值為1 200～2 641 Ma。樣品XW-12鋯石的176Lu/177Hf值為0.000 13～0.002 47，176Yb/177Hf值為0.005 96～0.095 41，176Hf/177Hf值為0.282 22～0.282 88，εHf（t）變化范圍較大（—10.597～12.490），對(duì)應(yīng)的Hf同位素二階段模式年齡為597～2 065 Ma。所有樣品176Lu/177Hf值為0.000 04～0.002 47，除個(gè)別較大外（0.002 47和0.002 24）其余均小于0.002，表明鋯石形成后放射性成因Hf積累少，可以較好地反映鋯石形成時(shí)巖漿的Hf同位素組成（吳福元等，2007a）。樣品LMR-9鋯石的176Lu/177Hf值為0.000 04～0.001 02，176Yb/177Hf值為0.001 52～0.040 40，176Hf/177Hf值為0.281 96～0.282 61，εHf（t）變化范圍較大（—19.445～3.176），對(duì)應(yīng)的Hf同位素二階段模式年齡（TDMC）值為1 200～2 641 Ma。樣品XW-12鋯石的176Lu/177Hf值為0.000 13～0.002 47，176Yb/177Hf值為0.005 96～0.095 41，176Hf/177Hf值為0.282 22～0.282 88，εHf（t）變化范圍較大（-10.597～12.490），對(duì)應(yīng)的Hf同位素二階段模式年齡為597～2 065 Ma。

表8 都蘭地區(qū)浪木日花崗巖（LMR-9）鋯石Hf同位素分析結(jié)果統(tǒng)計(jì)表Tab. 8 Zircon Hf isotope analysis results of the Langmuri granite (LMR-9) in the Dulan area

表9 都蘭地區(qū)希望溝花崗巖（XW-12）鋯石Hf同位素分析結(jié)果統(tǒng)計(jì)表Tab. 9 Zircon Hf isotope analysis results of Xixigou granite (XW-12) in Dulan area

4 討論

4.1 巖石成因分類

樣品LMR-9和樣品XW-12均具有較低堿質(zhì)含量（LMR-9：6.58%～7.15%；XW-12：5.85%～7.74%），較低的10 000 Ga/Al值（LMR：2.18～2.48；XW-12：2.24～2.66）以及低的HFSE含量（LMR-9：Zr+Nb+Ce+Y= 114.4×10-6～117.9×10-6，均值為116.2×10-6；XW-12：Zr+Nb+Ce+Y=117.5×10-6～174.4×10-6，均值為150.7×10-6），集中落在I & S型花崗巖區(qū)域（圖8a），明顯區(qū)別于典型的A型花崗巖的特征。此外，樣品LMR-9和樣品XW-12中缺少S型花崗巖中特征的富鋁礦物，如堇青石（圖3），鋁飽和指數(shù)A/CNK同樣說明其具有I型花崗巖特征（吳福元等，2007b；鄧晉福等，2015）（圖6b）。哈日扎早泥盆世花崗巖以較高的HFSE含量（Zr+Nb+Ce+Y=298.9×10-6～330.1×10-6）和Ga/Al值（10 000 Ga/Al = 2.97～3.10， ＞ 2.6）為特征，顯示與A型花崗巖的親和性（圖8a）；利用Nb-Y-Ce圖解進(jìn)一步分類，可知其為A2型花崗巖（圖8b），暗示其形成于后造山拉張環(huán)境。綜上所述，認(rèn)為哈日扎花崗巖應(yīng)為A型花崗巖。

圖8 東昆侖花崗巖成因分類（a、b）及埃達(dá)克巖圖解（c）Fig. 8 (a, b) Genetic classification of East Kunlun granites and(c) diagrams of adakites

但值得注意的是，浪木日與希望溝花崗巖具有不同的Sr-Y元素特征：LMR-9的Sr含量為384.9×10-6～400.0×10-6（平均為393.5×10-6），Y含量為5.9×10-6～6.4×10-6（平均為6.16×10-6），Sr/Y值為60.46～66.57，樣品集中于埃達(dá)克巖區(qū)域（圖8c）；XW-12 中Sr含量為171.27×10-6～316.08×10-6（平均為252.66×10-6），Y含量為11.71×10-6～15.39×10-6（平均為14.09×10-6），Sr/Y值為11.13～23.11，樣品主要位于經(jīng)典島弧巖石區(qū)域（圖8c）。同時(shí)，樣品LMR-9稀土元素配分曲線與微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化曲線均位于“埃達(dá)克質(zhì)花崗巖”區(qū)域（圖7a、圖7b）；以五龍溝地區(qū)為界劃分東昆侖造山帶為東西兩段，其地球化學(xué)特征（高Sr/Y）同樣與東昆侖造山帶東段同時(shí)代埃達(dá)克質(zhì)花崗巖基本一致（圖8c），XW-12以其低Sr/Y值明顯不同于埃達(dá)克花崗巖。綜上所述，認(rèn)為浪木日花崗巖為I型埃達(dá)克質(zhì)花崗巖，而希望溝花崗巖不屬于埃達(dá)克巖。

4.2 巖漿源區(qū)

浪木日中志留世花崗巖富集大離子親石元素（Ba、K、Sr、U），相對(duì)虧損高場強(qiáng)元素（Ti、P、Ta）（圖7a、圖7b），指示可能與地幔楔俯沖洋殼的脫水熔融有關(guān)；Nb/Ta值（10.73～12.63）近似殼源巖石的Nb/Ta值（11），不同于地幔平均值（17）（Barth et al.，2000）；Nd/Th值（4.74～4.96）靠近殼源值（約為3）而與幔源值（大于15）有顯著差異（圖9a）；Rb/Sr值為0.12～0.13，介于殼?；旌显幢戎抵g（0.05～0.5）（王德滋等，1993），反映其殼源特征。希望溝早泥盆世花崗巖Nb/Ta值（6.83～10.58）接近殼源參考值（地殼Nb/Ta ≈11）；Nd/Th值（2.87～6.94）接近殼源參考值（地殼Nd/Th ≈ 3）（圖9a）；Rb/Sr值為0.19～0.64（均值為0.35），呈現(xiàn)殼幔源混合特征。綜上所述，認(rèn)為其具有殼源屬性，同時(shí)具有幔源參與特征。

圖9 東昆侖東段花崗巖Nb/Ta-Nd/Th圖解（a）（據(jù)Barth et al.，2000）和構(gòu)造環(huán)境圖解（b）（據(jù)Pearce，1996）Fig. 9 (a) Nb/Ta-Nd/Th diagram and (b) tectonic environment diagram of granites in the eastern section of East Kunlun

哈日扎樣品相對(duì)富集Rb、K等大離子親石元素，Th、U等不相容元素和La、Ce等輕稀土元素（LREE），虧損高場強(qiáng)元素（Nb、Ta和Ti）（圖7e、圖7f），可能是巖漿受到地殼物質(zhì)的混染或是巖漿源區(qū)殘留有含Ta、Nb、Ti的礦物導(dǎo)致巖體呈現(xiàn)“TNT”虧損（Mckenzie，1989），同時(shí)Ba相對(duì)于Th和Rb虧損，暗示地殼物質(zhì)的部分熔融（徐恒等，2022）。Nb/Ta值（HRZ-1：10.36～15.32；HRZ-3：10.53～14.65）接近地殼巖石的Nb/Ta值； Nd/Th值（HRZ-1：1.53～1.86；HRZ-3：1.00～1.70）與幔源巖石（地幔Nd/Th＞15）有顯著區(qū)別（圖9a）；Rb/Sr值（HRZ-1：0.350～0.386；HRZ-3：0.291～0.389）接近殼?；旌显幢戎?。綜上認(rèn)為，哈日扎花崗巖可能形成于地殼物質(zhì)的部分熔融，同時(shí)有部分地幔物質(zhì)的參與，具有殼?；旌衔镔|(zhì)來源特征（張斌等，2016）。

鋯石Hf同位素常用來進(jìn)一步約束巖漿的源區(qū)特征（Griffin et al.，2000）。LMR-9中鋯石的εHf（t）值變化范圍大，暗示其巖漿來源不均一（崔圓圓等，2013）。在T-εHf（t）圖解上，數(shù)據(jù)點(diǎn)均落在球粒隕石Hf同位素演化線之下，以落在下地殼區(qū)域的鋯石居多（圖10a、圖10b），大部分集中位于1.8 Ga左右的地殼演化線周圍（圖11a、圖11b），表明其源區(qū)主要為下地殼。此外，TDMC值為1.8～2.2 Ga，與白沙河群年齡吻合（He et al.，2016）。XW-12中鋯石的Hf同位素?cái)?shù)據(jù)顯示存在兩類鋯石，大多數(shù)鋯石εHf（t）值較為接近為一類，其余鋯石εHf（t）值均小于0為一類（圖10c、圖10d），后者二階段Hf模式年齡與白沙河群和苦海群年齡吻合（He et al.，2016）。前者εHf（t）值變化范圍小且以靠近原始地幔的鋯石居多（圖10c、圖10d），在T-εHf（t）圖解（圖11a、圖11b）中均位于虧損地幔與球粒隕石間范圍內(nèi)，指示物源以虧損地?；蛐律貧橹鲗?dǎo)，同時(shí)混入少部分古老基底地殼物質(zhì)。相對(duì)年輕的二階段模式年齡（597～739 Ma）可能指示了東昆侖地區(qū)新元古代形成了新生玄武質(zhì)下地殼（任軍虎等，2010）。在Sr-Nd同位素方面，LMR-9的（87Sr/86Sr）i值為0.705 36～0.705 40（表4） ，接近幔源端元（0.702～0.706）而不同于殼源端元（0.719）（Faure，1986），指示受到地殼物質(zhì)的污染較少，源區(qū)應(yīng)是以幔源為主的殼?；旌蟻碓?；εNd（t）值為—0.05～0.20（均值為0.16），位于球粒隕石演化線附近，可以排除單一殼源或單一幔源模式，指示可能存在殼源與幔源相當(dāng)程度的混合成因（圖11c、圖11d）。XW-12的87Sr/86Sr初始比值為0.706 11～0.708 49，可能受到了殼源物質(zhì)污染；εNd（t）值為—0.02～2.63，主體位于球粒隕石演化線附近，但靠近虧損地幔，說明有幔源物質(zhì)的貢獻(xiàn)（圖11c、圖11d）。

圖10 LMR-9和XW-12鋯石TDMC（Ma）和εHf（t）頻數(shù)直方圖（據(jù)吳福元等，2007a）Fig. 10 LMR-9 and XW-12 zircon TDMC(Ma) and εHf(t) frequency histograms

圖11 浪木日、希望溝花崗巖鋯石Hf-Sr-Nd同位素特征圖（底圖d據(jù)Zhang et al.，2021）Fig. 11 Zircon Hf-Sr-Nd isotopic characteristics of the Langmuri and Xiwanggou granites

4.3 構(gòu)造背景

從寒武紀(jì)開始東昆侖造山帶便進(jìn)入了原特提斯洋閉合、洋殼俯沖的階段。發(fā)現(xiàn)于可可沙地區(qū)的石英閃長巖（515.2±4.4 Ma），被認(rèn)為是最早的原特提斯洋俯沖侵入巖記錄（張亞峰等，2010）；香日德地區(qū)發(fā)現(xiàn)了年齡為（446.5±1.9）Ma的俯沖弧環(huán)境有關(guān)的變質(zhì)閃長巖（陳能松等，2000）。進(jìn)入中志留世俯沖轉(zhuǎn)變?yōu)榕鲎?，諾木洪地區(qū)變火山巖（401 ± 6 Ma）和玄武巖（419 ±5 Ma）的研究認(rèn)為洋殼俯沖至少持續(xù)到早泥盆世（朱云海等，2005）；浪木日上游、溫泉、夏日哈木等地區(qū)榴輝巖變質(zhì)年齡數(shù)據(jù)的峰值（432 Ma）指示陸陸碰撞的構(gòu)造背景（國顯正等，2018）；昆中高壓變質(zhì)帶東西側(cè)的榴輝巖、麻粒巖年齡指示碰撞從東部的中志留紀(jì)（432 Ma）持續(xù)到西部的早泥盆世（411 Ma）（Yu et al.，2020）。中—晚志留世東昆侖造山帶中大量A型花崗巖指示經(jīng)歷后碰撞拉伸環(huán)境（王藝龍等，2018；劉彬等，2013），泥盆紀(jì)牦牛山組磨拉石建造的出現(xiàn)（400～423 Ma）指示了擠壓到伸展的構(gòu)造轉(zhuǎn)變（陸露等，2010）；五龍溝的A型長英質(zhì)花崗巖（424.2±1.5～425.5±2.6 Ma）說明在東昆侖已經(jīng)出現(xiàn)俯沖增生后的伸展環(huán)境（Xin et al.，2018）。

浪木日花崗巖形成年齡為（429.0±4）Ma，處于俯沖-碰撞時(shí)期。在Rb-Y+Nb構(gòu)造判別圖解中，投點(diǎn)位于VAG（火山弧花崗巖）區(qū)域（圖9b），反映浪木日花崗巖的構(gòu)造環(huán)境與板片俯沖有關(guān)，佐證了東昆侖造山帶在早—中志留世處于俯沖-碰撞階段。LMR-9的Hf同位素與Sr-Nd同位素的解耦指示其具有復(fù)雜的物源：與同時(shí)期/更早時(shí)期的埃達(dá)克巖相比具有更親和殼源的εHf（t）值（圖11b），Sr-Nd同位素顯示殼源物質(zhì)污染較少（圖11d）。關(guān)于這一解耦現(xiàn)象，可能是巖漿演化晚期水巖作用（Luais et al.，2009）所致，或是巖漿通過次大陸巖石圈地幔上升過程中，板塊熔融形成的閃長巖熔體被富集的地幔源交代所致（Dong et al.，2018b），也可能是特殊礦物的影響（Huang et al.，2017）。樣品LMR-9鏡下特征缺少蝕變現(xiàn)象可以排除水巖作用的因素；巖石源區(qū)如果存在石榴子石等高壓礦物殘留，則會(huì)導(dǎo)致巖漿具有埃達(dá)克質(zhì)特征，同時(shí)強(qiáng)烈富集重稀土的石榴子石會(huì)導(dǎo)致放射性176Hf的富集，使平衡出熔巖漿的Nd-Hf數(shù)據(jù)點(diǎn)位于陸地線之下（Huang et al.，2017；陳加杰等，2022），這與樣品LMR-9具有的埃達(dá)克質(zhì)特征及特殊的Hf同位素值恰好相符。因此，源區(qū)存在特殊礦物可能是導(dǎo)致Nd-Hf同位素解耦及特殊εHf（t）的主要原因。綜上所述，認(rèn)為其可能受到多源區(qū)的影響所致，俯沖大洋板片熔融形成的埃達(dá)克質(zhì)巖漿與古老殼源物質(zhì)和下地殼發(fā)生混合，同時(shí)有特殊高壓礦物（如石榴子石）的參與。Hf二階段模式年齡與基底巖石的吻合可以指示基底殼源物質(zhì)，同時(shí)巖石具有較年輕的年齡（429±4 Ma）形成于俯沖后期，說明軟流圈地?？赡芙?jīng)過了長時(shí)間的熔融-分異形成了鐵鎂質(zhì)下地殼。

近些年，研究表明以高Sr含量（＞300×10—6～2000×10—6），低Y、Yb含量（Yb≤1.8×10—6，Y≤18×10—6）為顯著特征的埃達(dá)克巖具有多種成因模型（許繼峰等，2014；陳加杰等，2016）。例如，①年輕俯沖洋殼部分熔融（Molnar et al.，1995；張澤明等，2020）。②加厚下地殼部分熔融（Hou et al.，2004；Wang et al.，2005）。③拆沉下地殼部分熔融（Xu et al.，2002；王強(qiáng)等，2004）。④俯沖板片脫水誘發(fā)地幔楔熔融（Tatsumi et al.，2003）。其中，加厚下地殼部分熔融形成的巖漿具有高SiO2，低MgO并常見繼承鋯石與下地殼包體，然而樣品LMR-9內(nèi)未見下地殼包體并缺乏繼承鋯石，同時(shí)εNd（t）明顯不同于基底巖石（圖11d），故其不屬于此成因模式。拆沉下地殼熔融形成的巖漿因上升過程中與地幔橄欖巖發(fā)生反應(yīng)而使相容元素（Cr、Ni）和MgO含量明顯升高，而樣品LMR-9中Ni（3.58×10—6～5.51×10—6）、MgO（0.85×10—6～0.89×10—6）含量偏低，且Sr-Nd同位素的解耦無法明確佐證其源區(qū)主體為古老地殼，可見樣品LMR-9的成因與拆沉下地殼熔融模型不一致；地幔楔熔融形成的熔體具有高M(jìn)g、低Si、低Al的特征及較低的εNd（t），同時(shí)俯沖環(huán)境下流體的加入會(huì)導(dǎo)致熔體中Ba/Th值較高（Elburg et al.，2002），而樣品LMR-9的地球化學(xué)特征與其明顯不同，因此也排除此成因模型。結(jié)合樣品LMR-9的地球化學(xué)特征及同位素特征來看，高SiO2、AlO2、CaO含量及殼?；旌系脑磪^(qū)特征，反映其可能形成于年輕大洋板片俯沖導(dǎo)致的部分熔融，同時(shí)Sd-Nd同位素解耦又使得其與同一時(shí)期的其他埃達(dá)克巖存在些許不同。

哈日扎花崗巖形成年齡為（412.2±3.3）Ma（HRZ-1）和（416.6±2.5）Ma（HRZ-3），均處于后碰撞伸展階段。在Rb-Y+Nb構(gòu)造判別圖解中，投點(diǎn)均位于post-COLG（后碰撞花崗巖）區(qū)域（圖9b），在Y-Nb-Ce圖解中投點(diǎn)集中于A2區(qū)域（圖8b），反映其形成于碰撞后或巖漿作用結(jié)束階段，佐證了東昆侖造山帶在晚志留世處于碰撞后伸展階段。晚志留世—早泥盆世時(shí)期，隨著昆南洋（原特提斯洋分支）的閉合和碰撞后伸展，大量鎂鐵質(zhì)巖漿沿著區(qū)內(nèi)斷裂上升至淺部地殼，不僅為東昆侖夏日哈木等大型-超大型銅鎳硫化物礦床的形成提供了物源（王濤等，2016），還為地殼物質(zhì)的部分熔融提供了熱源。隨著后碰撞的進(jìn)行，下地殼物質(zhì)受幔源物質(zhì)上侵帶來的熱發(fā)生部分熔融，形成大量的中酸性巖漿；同時(shí)有少量地幔熔融物質(zhì)上涌與殼源巖漿發(fā)生混染，形成文中的哈日扎A2型花崗巖。

希望溝花崗巖形成年齡為（403.6±3.1）Ma，同樣處于后碰撞伸展階段。在Rb-Y+Nb構(gòu)造判別圖解中投點(diǎn)均位于post-COLG（后碰撞花崗巖）區(qū)域（圖9b），反映希望溝花崗巖與碰撞后伸展環(huán)境有關(guān)，這與晚志留世—早泥盆世東昆侖普遍處于后碰撞拉伸階段的認(rèn)識(shí)并不沖突。在后碰撞階段，在有外部熱源供給的情況下，I型花崗巖也可以產(chǎn)出，這種熱源可能是玄武巖底墊作用或者軟流圈直接上涌提供的（Roberts et al.，1993；Thompson et al.，1999），這時(shí)期產(chǎn)出的I型花崗巖有一定的俯沖弧的特征，在這種認(rèn)知背景下，樣品XW-12中I型花崗巖的出現(xiàn)可以得到合理的解釋。因其具有幔源主導(dǎo)的殼幔混合來源，筆者認(rèn)為其可能經(jīng)歷了后碰撞伸展時(shí)期軟流圈直接上涌，同時(shí)提供熱與幔源物質(zhì)，使新生玄武質(zhì)下地殼熔融并混合的形成過程。

4.4 造山帶熱俯沖

Martin（1999）指出，老的（＞20 Ma）、冷的俯沖板片在其達(dá)到濕基性巖固相線之前發(fā)生脫水，導(dǎo)致俯沖到弧下時(shí)難以熔融；但當(dāng)年輕的（＜20 Ma）、熱的洋殼發(fā)生俯沖時(shí)，在發(fā)生脫水前就可達(dá)到濕基性巖固相線，從而在弧下發(fā)生部分熔融（Martin，1999）。埃達(dá)克巖的形成通常需要角閃石作為反應(yīng)物和石榴石作為穩(wěn)定的殘余相（Drummond et al.，1996）。因此，在P-T圖中埃達(dá)克形成區(qū)域位于以wet basalt、garnet-in線和hornblende-out線為邊界的區(qū)域，高Sr/Y和La/Yb值成為埃達(dá)克質(zhì)巖漿巖的典型判別特征。在俯沖環(huán)境下，通常只有年輕的且熱的洋殼板塊俯沖至中等深度發(fā)生熔融，并且與地幔間相互作用，才能達(dá)到產(chǎn)生埃達(dá)克巖的溫壓條件（高溫高壓），如在智利南部擴(kuò)張洋脊發(fā)生俯沖形成埃達(dá)克質(zhì)熔巖（McCrory et al.， 2009）。同時(shí)，“年輕的、熱的大洋板片發(fā)生俯沖”這一前提且必需的條件，也約束了熱俯沖環(huán)境通常出現(xiàn)在洋脊產(chǎn)生的新生洋殼俯沖或是洋脊俯沖2種機(jī)制中。

東昆侖東段在早古生代發(fā)生了年輕的、熱的板片俯沖作用有多方面的證據(jù)。近年研究表明，埃達(dá)克巖根據(jù)成因模式不同可分為O型（Martin et al.，1999）與C型（Gao et al.，2005），而東昆侖造山帶在寒武紀(jì)—志留紀(jì)期間處于洋殼俯沖階段（Li et al.，2018），在造山帶東段發(fā)育有廣泛的早古生代（晚奧陶世—中志留世）O型埃達(dá)克質(zhì)巖漿，并且大多發(fā)育于昆南地體內(nèi)，昆北地體內(nèi)較少，包括溝里地區(qū)熬洼得花崗閃長巖（陳加杰等，2016）、智玉地區(qū)的二長花崗巖和花崗閃長巖（Zhou et al.，2016）、智玉以南Kumo地區(qū)花崗閃長巖，Sangsangwama地區(qū)的閃長巖與二長花崗巖（Dong et al.，2018a）以及拉浪麥英云閃長巖（Norbu et al.，2021），都具有高Sr、低Y、高Sr/Y和（La/Yb）N值，這可能與東昆侖東段熱俯沖結(jié)構(gòu)有關(guān)，從而導(dǎo)致俯沖板片在淺部發(fā)生脫水熔融形成埃達(dá)克質(zhì)巖漿。在熱環(huán)境方面，國顯正等（2017）整理了浪木日上游、蘇海圖、宗加、溫泉和加當(dāng)?shù)牧褫x巖數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)其溫壓條件一致（T ≥575 ℃，P = 1.2～2.0 Gpa），東昆侖東段內(nèi)的宗加、加當(dāng)、溫泉的變質(zhì)峰值位于“熱俯沖板塊”區(qū)域（張澤明等，2021），峰值和退變質(zhì)作用都在13 ℃/km和20 ℃/km的地?zé)崽荻戎g（圖12），明顯高于現(xiàn)代俯沖帶中平均海洋地殼的冷地?zé)崽荻龋ā?8 ℃/km）（Peacock et al.，1999），說明東昆侖東段在早古生代處于高地溫梯度的熱環(huán)境。

圖12 俯沖帶變質(zhì)環(huán)境及榴輝巖P-T軌跡（據(jù)國顯正等，2017；張澤明等，2021修改）Fig. 12 Metamorphic environment and P-T path of eclogite in subduction zone

針對(duì)東昆侖造山帶東段是否存在熱俯沖的討論，學(xué)者們不禁思考處于同一構(gòu)造演化域的東昆侖造山帶西段是否也具有相同的熱俯沖作用，是什么因素導(dǎo)致東昆侖造山帶在原特提斯演化階段出現(xiàn)熱俯沖過程？事實(shí)上不難發(fā)現(xiàn)，以東昆侖五龍溝-昆侖河地區(qū)為界，東昆侖造山帶西端俯沖構(gòu)架與東段存在顯著差異。①東昆侖造山帶東西兩端埃達(dá)克巖發(fā)育存在明顯差異，表現(xiàn)在東部發(fā)育較多，西部發(fā)育較少（圖8c）。②東昆侖西端夏日哈木-蘇海圖榴輝巖峰值變質(zhì)條件為T ≈ 660～700 ℃，P ≈ 2 GPa（祁生勝等，2014），對(duì)應(yīng)于約10 ℃/km的低地溫梯度和“冷俯沖板塊”區(qū)（圖12），與東段熱環(huán)境不同。③東昆侖西段在昆北地體有大量泥盆世花崗巖發(fā)育（～400 Ma），可能與冷俯沖板塊在深部發(fā)生脫水作用釋放流體有關(guān)，而東部昆北地體內(nèi)缺乏此時(shí)期花崗巖，指示熱俯沖板片在淺部已發(fā)生熔融。這樣同一時(shí)期俯沖板片卻在東西部存在差異的現(xiàn)象，似乎用洋脊形成的新生洋殼俯沖模型無法解釋。同時(shí)，結(jié)合造山帶巖漿產(chǎn)出情況來看，東昆侖造山帶東部在昆南地體內(nèi)廣泛發(fā)育早古生代埃達(dá)克巖，中部缺少弧巖漿但發(fā)育有早古生代無水堿性A型花崗巖（Wang et al.，2012），造山帶西部內(nèi)在靠近中部的五龍溝-昆侖河地區(qū)發(fā)育有少量同時(shí)期埃達(dá)克巖（王秉璋等，2023），再往西則缺乏埃達(dá)克巖報(bào)道，這一巖漿巖分布格架恰好可以用洋脊俯沖（ridge subduction）進(jìn)行解釋。當(dāng)擴(kuò)張的洋中脊發(fā)生俯沖時(shí)，大洋板片在洋脊與俯沖帶的結(jié)合點(diǎn)處發(fā)生分離形成板片窗，俯沖板片之下的軟流圈地幔通過板片窗直接接觸上覆板塊形成高熱流區(qū)域，同時(shí)洋中脊兩側(cè)板片停止發(fā)育并各自進(jìn)行獨(dú)立的俯沖活動(dòng)。俯沖板片的不同部位發(fā)生不同的熔融或變質(zhì)作用，近板片窗區(qū)域的俯沖洋殼因轉(zhuǎn)換斷層形成的羽狀邊緣受熱面積增大，更易發(fā)生熱侵蝕而熔融形成埃達(dá)克巖；遠(yuǎn)板片窗的巖石則發(fā)生高溫高壓變質(zhì)作用形成榴輝巖（Breitsprecher et al.，2003；Thorkelson et al.，2005；Windley et al.，2018）。據(jù)此模型認(rèn)為，在原特提斯時(shí)期，昆南洋內(nèi)可能發(fā)育有一傾斜的洋脊，在向北俯沖的過程中洋脊兩側(cè)板塊分離，形成了埃達(dá)克弧-A型花崗巖-埃達(dá)克弧的巖漿巖格局和 “西冷東熱”的俯沖差異（圖13）。東昆侖東部因低角度俯沖使俯沖板片羽狀邊緣在淺部熔融形成埃達(dá)克質(zhì)巖漿而大范圍侵入于昆南地體，樣品LMR-9也是俯沖板片羽狀邊緣熔融的結(jié)果；東昆侖西部則可能因相對(duì)較大角度的俯沖使得僅在靠近板片窗區(qū)域有埃達(dá)克質(zhì)巖漿侵入（王秉璋等，2023），大部分板片進(jìn)入深俯沖發(fā)生熔融而在昆北地體內(nèi)形成巖漿弧，中斷東西兩段島弧的早古生代A型巖漿巖則是板片窗的證據(jù)（Wang et al.，2012）（圖13）。

5 結(jié)論

（1）浪木日花崗巖形成于（429.0±4.0）Ma，為I型埃達(dá)克質(zhì)花崗巖；哈日扎花崗巖形成于（415±3）～（416±2）Ma，為A2型花崗巖；希望溝花崗巖形成于（403.1±1.6）Ma，屬于正常I型花崗巖。

（2）浪木日花崗巖Sr-Nd和鋯石Hf同位素特征顯示其形成于俯沖洋殼熔融形成的埃達(dá)克質(zhì)巖漿與古老殼源物質(zhì)和下地殼的混合，同時(shí)有特殊礦物的參與；哈日扎花崗巖以地殼物質(zhì)來源為主，兼有幔源物質(zhì)貢獻(xiàn)；希望溝花崗巖則顯示幔源物質(zhì)主導(dǎo)的殼幔混合來源，源區(qū)為新生玄武質(zhì)下地殼。

（3）浪木日花崗巖指示東昆侖造山帶在早-中志留世處于俯沖碰撞階段；哈日扎及希望溝花崗巖指示東昆侖造山帶東段在早泥盆世處于后碰撞拉伸背景下。

（4）東昆侖東段早古生代的俯沖弧巖漿巖（埃達(dá)克巖），變質(zhì)巖（麻粒巖和榴輝巖）以及昆南地體與昆北地體內(nèi)早泥盆世花崗巖的分布差異，指示東昆侖造山帶東段在原特提斯時(shí)期具有不同于西段的熱俯沖機(jī)制。同時(shí)結(jié)合造山帶東西兩段俯沖（埃達(dá)克質(zhì)）弧被早古生代A型花崗巖截?cái)噙@一巖漿巖格架，認(rèn)為可能存在板片窗及板片窗附近的俯沖板片羽狀邊緣熔融作用，是洋脊俯沖的結(jié)果。