朱小輝 陳丹玲 劉良 趙姣 張樂，3

1.國土資源部巖漿作用成礦與找礦重點實驗室，中國地質調查局西安地質調查中心，西安 710054

2.西北大學大陸動力學國家重點實驗室，西北大學地質學系，西安 710069

3.中國科學院廣州地球化學研究所，同位素地球化學國家重點實驗室，廣州 510640

近年來，在柴達木盆地北緣陸續(xù)發(fā)現了多種類型的超高壓變質巖石，如含柯石英副片麻巖(楊經綏等，2001)、含柯石英榴輝巖(Zhanget al.，2009c)、含金剛石石榴石二輝橄欖巖(Songet al.，2004)、含 K-Cymrite 榴輝巖(Zhanget al.，2009d)等。詳細的年代學研究確定其變質時代介于420～458Ma之間(Songet al.，2004，2006;Mattinsonet al.，2006;Chenet al.，2009;Zhanget al.，2009a，2010)，證實柴北緣是一條在古生代經歷過陸殼俯沖碰撞形成的高壓-超高壓變質巖帶。另外，張貴賓等(2005)、Zhanget al.(2008，2009b)、張貴賓和張立飛(2011)則在柴北緣東段沙柳河榴輝巖剖面上識別出一套典型的經歷了超高壓變質作用的洋殼巖石組合，巖石類型包括蛇綠巖型地幔橄欖巖、異剝鈣榴巖、層狀輝長巖(藍晶石榴輝巖)以及變質玄武巖(細粒榴輝巖)等，其形成時代為516Ma，變質時代為440～445Ma，證實柴北緣地區(qū)在陸殼深俯沖前還存在洋殼深俯沖。但由于柴北緣地區(qū)發(fā)生了板塊的深俯沖作用，早期洋殼事件的記錄很難保存下來，因此對于本地區(qū)早古生代大洋的形成、性質、演化等一系列重要問題的認識仍是零碎和不完整的:有學者認為柴北緣地區(qū)存在過早古生代的大洋(南祁連洋)，該大洋與北祁連洋有密切聯系(Xuet al.，2006;宋述光等，2009)，還有學者認為本地區(qū)僅僅發(fā)育裂陷槽(李峰等，2006)或規(guī)模較小的有限洋盆(國土資源部礦產資源研究所，2001①國土資源部礦產資源研究所.2001.柴達木盆地北緣成礦地質環(huán)境及找礦遠景研究)。以上爭論的存在直接影響了柴北緣高壓-超高壓變質地體形成機制及其與北祁連構造帶關系的討論。

圖1 柴北緣地區(qū)地質簡圖(a，據楊經綏等，2001)及大平溝地區(qū)地質圖(b，據王惠初等，2003)I-宗務隆-青海南山斷裂;II-烏蘭-魚卡斷裂;III-柴達木盆地北緣斷裂;VI-哇洪山-溫泉斷裂;V-阿爾金斷裂Fig.1 Geological map of the North Qaidam(a，modified after Yang et al.，2001)and Dapinggou area(b，modified after Wang et al.，2003)

大洋斜長花崗巖是指在蛇綠巖中與鎂鐵質巖石共生的一套中酸性巖石，包括奧長花崗巖、英云閃長巖、石英閃長巖和閃長巖等(Coleman and Peterman，1975)。該類巖石通常與古洋殼的形成與演化密切相關，常作為其上覆巖系存在，對確定蛇綠巖的性質尤其是其形成時代具有重要意義(李武顯和李獻華，2003;Koepkeet al.，2007)。筆者等在柴北緣西段綠梁山大平溝地區(qū)野外地質考察過程中在原劃灘間山群變火山巖中發(fā)現一套呈團塊狀產出的灰白色細粒花崗巖，初步的地球化學研究表明該花崗巖具有高Si、Al低K，以及低的稀土總量，其野外產狀、巖石特征以及地球化學特征均與大洋斜長花崗巖相似(Coleman and Peterman，1975)。為此，本文對該斜長花崗巖及其圍巖開展了系統的巖石學、地球化學、鋯石LA-ICP-MS U-Pb年代學和Hf同位素研究，探討其形成的構造環(huán)境及時代，以期為柴北緣早古生代大洋演化提供重要約束資料。

1 區(qū)域地質概況及巖石學特征

柴北緣構造帶位于青藏高原東北部，南祁連地體和柴達木地塊結合部位，它東起青海省都蘭縣的野馬灘、沙柳河，向西經德令哈，過泉吉山、錫鐵山、魚卡河、達肯大坂山，直至阿爾金斷裂帶附近的小賽什騰山，呈北西向綿延超過700km，其南北邊界分別為柴北緣深斷裂及拉脊山-中祁連南緣斷裂，東西則以哇洪山-溫泉斷裂和阿爾金走滑斷裂為界(圖1a)。其內部以宗務隆-青海南山斷裂和烏蘭-魚卡斷裂為界自北向南可劃分為三個次級構造單元，分別為宗務隆山晚古生代-早中生代裂陷帶、全吉地塊及柴北緣早古生代結合帶(潘桂棠等，2002;王惠初等，2005)。工作區(qū)位于柴北緣構造帶西段大柴旦鎮(zhèn)以西的綠梁山地區(qū)，出露的巖石類型主要包括花崗質片麻巖、花崗閃長巖、魚卡河-沙柳河群變質表殼巖、榴輝巖、灘間山群變火山巖以及基性-超基性侵入巖。

灘間山群是柴北緣地區(qū)廣泛分布的一套早古生代地層，由于遭受了后期強烈的韌性剪切和區(qū)域動力熱變質作用，巖石普遍發(fā)生了強烈的糜棱巖化、片理化構造變形和綠片巖相變質，其原巖為以玄武巖和玄武安山巖為主的基性-中基性火山巖-火山碎屑巖建造，并有一些細碎屑巖和碳酸鹽巖(李峰等，2006)。已有的地球化學和年代學研究表明灘間山群火山巖總體具有島弧火山巖的性質，時代為早古生代(高曉峰等，2011)。研究區(qū)位于柴北緣西段綠梁山附近的大平溝地區(qū)(圖1b)，蛇綠巖單元出露較為齊全，不同巖石類型之間均為構造接觸，其中下部層位以強烈蛇紋石化的變質橄欖巖為代表;中部層位以變質的堆晶輝長巖(斜長角閃巖)為代表，局部地段發(fā)育火成堆積結構，可見到由基性斜長石相對集中的淺色條帶與暗色礦物相對集中的深色條帶重復交替出現;上部層位為灘間山群變火山巖(角閃巖)，可見到大量輝綠巖墻穿插其中，斜長花崗巖出露較少，呈塊體產在變火山巖中，大小約30cm×50cm。

蛇綠巖中的變火山巖為角閃巖，呈灰綠色，具糜棱結構，塊狀構造，基質和碎斑含量分別為20%和80%，碎斑主要為角閃石，部分呈眼球狀或透鏡狀?；|主要由石英、陽起石和綠泥石組成(圖2a)。變輝長巖為斜長角閃巖，為灰綠色，粒狀變晶結構，主要組成礦物為角閃石(50%)和斜長石(40%)，角閃石多以變斑晶形式存在，多被陽起石和綠泥石交代。斜長石呈半自形-他形板柱狀，具聚片雙晶結構，常發(fā)生強烈的鈉黝簾石化和絹云母化(圖2b，c)。斜長花崗巖為灰白色，細粒花崗結構，塊狀構造，鏡下觀察巖石發(fā)生了輕微的糜棱巖化，主要組成礦物為斜長石(60%)，石英(35%)，黑云母(5%)以及少量的副礦物。斜長石呈半自形-他形板柱狀，常發(fā)生一定程度的碎裂并伴隨強烈的鈉黝簾石化和絹云母化，但可見密集的聚片雙晶;石英呈細小的集合體狀圍繞斜長石晶體分布，具波狀消光;黑云母呈片狀分布，產于長石和石英的粒間，多已蝕變?yōu)榫G泥石(圖2d)。

2 分析方法

本文涉及的所有分析測試皆在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。主量元素分析在熒光光譜儀(XRF)上測定，元素分析誤差＜5%。微量元素和稀土元素測定在電感耦合等離子質譜儀(ICP-MS)上進行，Co、Ni、Zn、Ga、Rb、Y、Zr、Nb、Hf、Ta、REE(除 Hf和 Lu)等元素分析精度優(yōu)于 5%，其它低濃度元素的分析精度為5%～10%。詳細的分析方法見 Gaoet al.(1999)。

鋯石的CL圖像分析由加載英國Gatan公司的Mono CL3+型陰極熒光探頭的電子顯微掃描電鏡完成。LA-ICPMS分析在Hewlett Packard公司的Agilient 7500a ICP-MS和德國Lambda Physik公司的ComPex102 Excimer激光器(工作物質ArF，波長193nm)、MicroLas公司的 GeoLas 200M光學系統的聯機上進行。實驗中采用He作為剝蝕物質的載氣，鋯石年齡采用國際標準鋯石91500作為外標標準物質，元素含量采用NIST SRM610作為外標，29Si作為內標。鋯石Hf同位素分析由Nu Plasma HR多接收電感耦合等離子質譜儀完成，與鋯石U-Pb定年及微量元素分析使用同一臺剝蝕系統，采用176Lu/175Lu=0.02669和176Yb/172Yb=0.5886進行同量異位干擾校正測定樣品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf比值。詳細試驗步驟及數據處理方法見Yuanet al.(2004，2008)。

H 35.510Q 68.03 0.24 16.18 3.08 0.05 2.24 4.71 3.64 0.42 0.13 0.81 99.53 105.0 11.30 171.0 2.32 34.9.0.25 0.09 1.90 H 35.410Q 67.62 0.19 17.14 1.96 0.04 1.25 5.25 4.69 0.32 0.11 1.31 99.88 93.40 8.14 203.0 2.04 28.00 0.22 0.13 2.08 35.3巖崗H 花10 Q 長0.21 2.68 0.05 1.52 5.39 4.33 0.36 0.12 1.34 8.97 2.54 0.20 0.10 2.19斜66.62 17.69 100.30 108.0 216.0 43.40 a r e a H 35.2 a pi ng g o u 10 Q 65.38 0.22 17.02 3.10 0.06 1.70 5.95 3.98 0.33 0.17 1.67 99.58 85.10 8.03 196.0 3.31 49.70 0.22 0.16 2.01 D 35.1 f r o m H 10 Q 67.43 0.17 17.48 2.13 0.04 1.09 5.57 4.43 0.33 0.12 1.08 99.87 118.0 7.85 222.0 2.43 38.30 0.18 0.11 1.75 pl a g i o g r a ni t e H 27.409Q 48.23 0.03 18.59 3.53 0.08 10.42 14.70 1.50 0.12 0.01 2.35 99.56 24.50 3.24 158.0 1.83 1.25 0.06 0.02 2.92 e t a g a bbr o a nd H 27.309Q 巖48.75 0.05 17.36 4.13 0.08 11.54 13.11 1.68 0.25 0.01 2.54 99.5 52.10 7.77 155.0 2.43 1.15 0.06 0.02 2.26長輝量m 27.2變含Q H 48.44 0.04 16.66 4.32 0.09 12.64 1.44 0.27 0.01 2.21 99.54 17.40 2.30 137.0 2.13 1.83 0.10 0.02 2.17素0913.42-6）元10e t a v o l c a ni c，m H 27.1×o f Q 49.27 0.04 16.51 4.03 0.09 11.85 14.11 1.34 0.24 0.01 2.06 99.55 54.00 5.57 140.0 2.47 2.03 0.09 0.03 2.52（09量微）及po s i t i o ns H 36.5 0.43 0.22 8.89 1.93 0.24 0.10 1.66 4.53 0.42 0.17 1.41 t%c o m 10 Q 51.03 13.86 11.07 10.09 99.52 42.60 105.0 23.00 37.20（w -6）量10主×H 36.4的（Q 49.99 0.44 13.65 11.19 0.23 9.69 10.66 1.75 0.23 0.08 1.63 99.54 4.44 108.0 93.70 22.60 25.40 0.42 0.11 1.30巖10崗e nt花e l e m 巖長H 36.3山斜Q 火49.73 0.60 18.06 10.81 0.17 4.77 10.64 2.10 0.37 0.13 2.36 99.74 7.77 88.70 224.0 22.90 12.10 0.24 0.06 2.41和t r a c e 10變巖a nd長）輝H 36.2、變t%0.61 0.17 4.75 2.09 0.37 0.13 2.39 7.71 0.24 0.06 2.40（w 10 Q 49.63 18.01 10.76 10.65 99.56 88.10 223.0 22.50 12.80巖山e nt火36.1變e l e m Q H 58.93 0.25 12.87 7.92 0.14 6.98 8.70 2.35 0.14 0.04 1.42 99.74 1.90 19.50 97.70 11.30 27.30 0.38 0.47 1.17溝a i o r 10平M大1號性O3T3 O O O O5I a b r b h b 1品巖Si O2 T i O2 l2nO a bl e g O e2a O M M O C A Y N F a2K2P2L T o t a l B R Sr Z N T P表T 樣11.7011.3012.9012.8013.308.277.947.337.8513.1013.4018.8018.7012.20a G 18.80 11.00 22.90 19.40 37.20 0.88 0.32 3.08 0.23 203.0 0.33 0.08 1.52 3.41 0.40 1.82 0.37 0.32 0.36 0.05 0.32 0.07 0.24 0.04 0.30 0.06 10.40 4.50 11.50 25.20 14.30 0.74 0.30 2.24 0.34 276.0 0.26 0.09 1.38 2.94 0.33 1.45 0.30 0.26 0.30 0.05 0.28 0.06 0.20 0.03 0.24 0.05 12.60 9.29 10.50 34.20 14.00 1.09 0.26 2.53 0.31 317.0 0.28 0.12 1.55 3.33 0.38 1.73 0.36 0.33 0.38 0.06 0.35 0.08 0.26 0.04 0.33 0.07 14.80 11.60 9.75 29.40 12.20 1.29 0.31 2.95 0.22 177.0 0.31 0.09 1.80 4.22 0.51 2.34 0.50 0.42 0.51 0.08 0.47 0.10 0.34 0.06 0.41 0.08 9.28 8.83 12.10 25.50 19.20 0.98 0.28 2.63 0.26 195.0 0.26 0.12 1.83 3.87 0.45 2.00 0.39 0.33 0.38 0.06 0.32 0.08 0.25 0.04 0.33 0.06 14.00 2.55 170.0 93.00 493.0 0.04 0.09 18.10 0.05 53.80 0.05 0.06 0.13 0.29 0.05 0.26 0.11 0.10 0.17 0.03 0.27 0.07 0.19 0.03 0.21 0.03 16.20 2.93 198.0 106.0 692.0 0.04 0.21 22.90 0.04 51.70 0.07 0.05 0.28 0.57 0.08 0.43 0.17 0.14 0.24 0.05 0.38 0.09 0.25 0.04 0.26 0.04 17.70 3.20 221.0 100.0 629.0 0.06 0.09 19.20 0.04 53.90 0.05 0.06 0.19 0.42 0.07 0.36 0.14 0.095 0.20 0.04 0.30 0.07 0.20 0.03 0.21 0.03 16.10 2.95 205.0 104.0 511.0 0.06 0.13 21.50 0.04 57.40 0.07 0.07 0.24 0.54 0.08 0.42 0.15 0.12 0.23 0.04 0.32 0.08 0.23 0.04 0.25 0.04 90.10 32.80 63.70 225.0 408.0 1.29 0.12 48.50 0.07 70.00 0.18 0.06 1.52 6.04 1.09 6.54 2.20 0.65 2.93 0.51 3.45 0.78 2.40 0.38 2.57 0.41 91.20 113.0 52.70 254.0 352.0 1.08 0.19 55.70 0.04 49.10 0.19 0.12 1.53 6.22 1.12 6.69 2.20 0.72 2.90 0.50 3.42 0.75 2.35 0.37 2.55 0.41 53.60 92.40 15.50 278.0 38.20 0.55 0.19 42.40 0.10 85.50 0.22 0.09 1.37 4.62 0.82 5.17 1.97 0.73 2.88 0.52 3.60 0.80 2.39 0.37 2.33 0.35 53.20 92.70 14.80 282.0 37.60 0.56 0.19 43.50 0.09 74.90 0.22 0.09 1.36 4.60 0.82 5.14 1.98 0.73 2.88 0.52 3.59 0.80 2.41 0.36 2.35 0.35 61.80 34.20 49.50 197.0 246.0 0.91 0.08 36.90 0.12 88.8 0.32 0.25 1.70 4.91 0.67 3.24 1.00 0.32 1.37 0.24 1.62 0.37 1.15 0.19 1.28 0.21 n Z u C i N V r C f H s C Sc a T o C e B U a L e C r P d N Sm u E d G b T y D o H r E m T b Y u L

3 巖石地球化學

3.1 主量元素

本地區(qū)各巖石單元的地球化學分析結果見表1。大平溝地區(qū)變火山巖 SiO2含量范圍較寬，變化于49.63% ～58.93%之間，具有較高的Fe、Mg、K含量(Fe2O3T=7.92%～11.19%，MgO=4.75% ～9.69%，Mg#=51～67，K2O=0.14% ～0.37%)，TiO2、P2O5含量較低，分別為 0.25% ～0.61%和0.04% ～0.13%，與島弧火山巖的TiO2、P2O5含量相近(Sun，1980)。變輝長巖 SiO2含量幾乎不變，介于48.23% ～49.27%之間，具有低Fe、K，高Mg的特征(Fe2O3T=3.53% ～4.32%，K2O=0.12% ～0.27%，MgO=10.42%～12.64%，Mg#=86～87)，TiO2、P2O5含量很低，分別為0.03%～0.05%和0.01%。同變火山巖相比，變輝長巖的TiO2、K2O、P2O5含量明顯偏低，與典型的洋殼堆晶輝長巖的含量相似，這是由于原始巖漿經歷了橄欖石+斜長石+單斜輝石±斜方輝石的堆晶作用造成(Koepkeet al.，2007)。在SiO2-Nb/Y圖解中(圖3)，變火山巖及變輝長巖樣品點主要落在玄武巖范圍內，其中變火山巖樣品10QH36.1落在玄武安山巖范圍內。

斜長花崗巖SiO2含量為65.38% ～68.03%，Al2O3含量為16.18% ～17.69%，Na2O含量為3.64% ～4.69%，K2O含量為0.32% ～0.42%，Na2O/K2O介于8.67～14.7之間，Fe2O3

T為1.96% ～3.10%，TiO2含量為0.17% ～0.24%，MgO含量為1.09% ～2.24%，Mg#=54～63。巖石的鋁飽和指數A/CNK=0.96～1.08，屬于準鋁質花崗巖(圖4a);在SiO2－K2O圖上(圖4b)，樣品點全部落在低鉀拉斑系列巖石范圍內。以上地球化學特征表明該花崗巖具有富鋁、鈉、鎂，貧鈦、鉀、鐵的特點，屬于低鉀準鋁質花崗巖。

圖3 大平溝地區(qū)變火山巖及變輝長巖SiO2-Nb/Y圖解(據 Winchester and Floyd，1977)Fig.3 SiO2-Nb/Y diagram for metavolcanic and metagabbro from Dapinggou area(after Winchester and Floyd，1977)

圖4 大平溝地區(qū)斜長花崗巖 A/CNK-A/NK圖解(a，據Peccerillo and Taylor，1976)與 SiO2-K2O圖解(b，據 Rickwood，1989)Fig.4 A/CNK-A/NK diagram(a，after Peccerillo and Taylor，1976)and SiO2-K2O diagram(b，after Rickwood，1989)for plagiogranite from Dapinggou area

3.2 微量元素

大平溝地區(qū)變火山巖稀土元素總量∑REE=18.27×10－6～31.73×10－6，為球粒隕石(3.29×10－6)的 6～9倍，(La/Sm)N=0.43 ～1.07，(La/Yb)N=0.39 ～0.89，(Gd/Yb)N=0.86～1.00，具有輕稀土略微虧損，重稀土平坦型稀土配分型式(圖5a)，同時顯示了輕微的Eu負異常(δEu=0.79～0.93)，與典型的N-MORB型玄武巖稀土元素特征相似;微量元素原始地幔標準化蛛網圖顯示(圖5b)，變火山巖微量元素含量變化較大，與N-MORB型玄武巖相比，富集大離子親石元素(如Rb、Ba、U、K等)，虧損高場強元素(如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等)。變輝長巖稀土元素總量較低，∑REE=1.94×10－6～3.03 ×10－6，(La/Sm)N=0.78 ～1.06，(La/Yb)N=0.43～0.72，(Gd/Yb)N=0.43～0.72，同樣顯示輕稀土略微虧損，重稀土平坦型稀土配分型式(圖5a)，具有明顯的Eu正異常(δEu=1.72～2.23)，指示斜長石的堆晶作用。微量元素原始地幔標準化蛛網圖解上(圖5b)，除活動性較強的大離子親石元素元素(如Rb、Ba、U、K等)以及Sr外，其他元素均呈現一定程度的虧損，其中Sr的正異常應與斜長石堆晶作用有關。

斜長花崗巖的稀土總量較低，∑REE=7.87×10－6～11.84×10－6，僅為球粒隕石(3.29×10－6)的 2～3倍，(La/Sm)N=2.26 ～2.93，(La/Yb)N=2.93 ～3.96，(Gd/Yb)N=0.93～1.01，具有輕稀土略富集，重稀土平坦的稀土配分型式，同時具有明顯的Eu正異常(δEu=2.50～2.73)(圖5a);微量元素方面(圖5b)，同典型的大洋斜長花崗巖相比，除富集大離子親石元素Rb、Ba外，其余微量元素均呈現不同程度的虧損，并伴隨Sr的正異常。

圖5 大平溝地區(qū)巖石球粒隕石標準化稀土配分模式圖(a)和微量元素原始地幔標準化蛛網圖(b)(標準化數據及NMORB值據 Sun and McDonough，1989;ORG值據 Pearce et al.，1984)Fig.5 Chondrite-normalized REE-pattern(a)and primitive-mantle normalized spider diagram(b)for rocks from Dapinggou area(normalized and N-MORB data after Sun and McDonough，1989;ORG data after Pearce et al.，1984)

4 鋯石分析結果

4.1 鋯石U-Pb年代學

大平溝地區(qū)變輝長巖中的鋯石多具自形-半自形短柱狀晶形，粒度多在150μm左右，長寬比小于2，顯示微弱的巖漿震蕩環(huán)帶(圖6)。鋯石Th、U含量分別變化于8.74×10－6～61.04×10－6和 26.70 ×10－6～142.9×10－6(表 2)，Th/U=0.29～0.51，平均為0.36，鋯石的稀土元素總量和重稀土含量略低(數據略)，分別為 279.6×10－6～1068×10－6和274.8×10－6～1050×10－6，具有輕稀土虧損，重稀土明顯富集的曲線特征(圖7a)，且顯示了明顯的Ce正異常和Eu負異常，(Gd/Yb)N＜1，指示這些鋯石為巖漿成因鋯石(Wu and Zheng，2004)。對該輝長巖中20粒鋯石共進行22次分析，其206Pb/238U表面年齡變化不大，介于526～546Ma之間，加權平均值為535±2Ma(圖7b)，代表了變輝長巖的結晶年齡。

圖6 大平溝變輝長巖鋯石CL圖像Fig.6 CL images of zircons in metagabbro from Dapinggou area

大平溝斜長花崗巖中鋯石晶面發(fā)育，大部分呈自形-半自形長柱狀晶型，粒度多在50～100μm，長寬比較大，陰極發(fā)光圖像(CL)顯示其內部較為均一，發(fā)育微弱的巖漿生長環(huán)帶(圖8a)。測點的 Th、U含量變化較大，分別為16.62×10－6～1020×10－6和136.0×10－6～1996 ×10－6(表3)，Th/U=0.03～1.19，平均為0.53，均具有較高的稀土元素總量和重稀土含量(∑REE=788.4×10－6～18619×10－6、∑HREE=784.4×10－6～18480×10－6)，(Gd/Yb)N＜1(數據略)，指示這些鋯石為巖漿成因鋯石(Wu and Zheng，2004)。對該花崗巖中24粒鋯石共進行24次分析，去除由于不同程度Pb丟失而造成諧和度較差的兩個測點外，有21個測點的206Pb/238U表面年齡變化于443～503Ma之間，其中有19個測點在諧和線上構成了一個年齡集中區(qū)(圖9b)，其206Pb/238U加權平均值為493±3Ma，應代表斜長花崗巖的結晶年齡。另有一個測點(2號測點)具有較老的諧和年齡，其206Pb/238U表面年齡為563±3Ma，CL圖像(圖8b)顯示該鋯石粒度較大，長寬比近于1，內部幾乎不發(fā)育振蕩環(huán)帶結構，與其它鋯石顆粒明顯不同，顯示出基性巖漿鋯石成因特點，推測該鋯石可能為捕獲鋯石。

表2 大平溝變輝長巖鋯石LA-ICP-MS定年分析結果Table 2 LA-ICP-MS zircon dating result for metagabbro from Dapinggou area

圖7 大平溝變輝長巖鋯石REE配分圖(a)和U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE-pattern(a)and U-Pb concordia diagram(b)of zircons in metagabbro from Dapinggou area

圖8 大平溝斜長花崗巖鋯石CL圖像Fig.8 CL images of zircons in plagiogranite from Dapinggou area

4.2 鋯石Hf同位素特征

由于鋯石中具有較高的Hf含量以及較低的Lu含量，因此具有較低的176Lu/177Hf比值，其形成后沒有明顯的放射性成因Hf的積累，所測定的176Hf/177Hf比值基本可以代表鋯石結晶時體系的Hf同位素組成(吳福元等，2007)。斜長花崗巖中鋯石的fLu/Hf為 －0.98～ －0.87，均值為 －0.90，明顯小于鎂鐵質及硅鋁質地殼的fLu/Hf值(分別為 －0.34和－0.72)，故二階段模式年齡更能反映源區(qū)物質從虧損地幔被抽取的時間或源區(qū)物質在地殼的平均存留年齡。對于花崗巖來說，一般采用上地殼或總地殼平均成分的176Lu/177Hf比值來計算虧損地幔模式年齡。根據Hf同位素相關計算公式，本文采用Griffinet al.(2002)推薦的總地殼平均成分(0.015)計算tDM2C。大平溝斜長花崗巖中鋯石具有較高的Yb含量(表4)，因此測點的176Yb/177Hf值普遍較高，介于0.011272～0.098131之間，平均為 0.075399，176Lu/177Hf比值介于 0.000598～0.004303之間，平均為 0.0033326，176Hf/177Hf比值介于0.282882～0.282937之間，平均值為0.282929，利用巖體的形成年齡(493Ma)計算出的εHf(t)均為正值，變化于13.7～15.3之間，對應二階段Hf模式年齡介于489～570Ma，平均為528Ma，與鋯石的形成年齡相近，在鋯石Hf同位素εHf(t)-t圖解中(圖10)，樣品點位于虧損地幔演化線附近，表明該花崗巖的巖漿可能來自新生的玄武質下地殼或虧損地幔物質的熔融。

表3 大平溝斜長花崗巖鋯石LA-ICP-MS定年分析結果和Ti溫度計計算結果Table 3 LA-ICP-MS zircon dating result and value of Ti-in-zircon thermometer for plagiogranite from Dapinggou area

圖9 大平溝斜長花崗巖鋯石REE配分圖(a)和U-Pb年齡諧和圖(b)Fig.9 Chondrite-normalized REE-pattern(a)and U-Pb concordia diagram(b)of zircons in plagiogranite from Dapinggou area

圖10 大平溝地區(qū)斜長花崗巖鋯石Hf同位素εHf(t)-t圖解Fig.10 εHf(t)-t diagram of zircons in plagiogranite from Dapinggou area

5 討論

5.1 變火山巖成因及其源區(qū)

由于變輝長巖屬堆晶成因，這使得對其原始巖漿的討論較為困難，因此本文將重點討論變火山巖及斜長花崗巖的成因。巖石學和巖石地球化學研究表明，大平溝地區(qū)變火山巖為拉斑系列火山巖，具有輕稀土虧損，重稀土平坦型稀土配分型式，與 N-MORB相似，但其 REE含量明顯低于 NMORB，表明該巖石應起源于一個類似N-MORB的虧損地幔源區(qū)。另外，與典型的大洋中脊玄武巖相比，樣品低度富集大離子親石元素 LILE(如 Rb、Ba、U、K)，虧損高場強元素HFSE(如 Nb、Ta、Th、Zr、Hf、P、Ti)，又具有典型的消減帶巖漿特征。微量元素組合是反映火山巖形成構造背景的有效途徑，在玄武巖Hf/3-Th-Nb/16和V-Ti/1000環(huán)境判別圖解中(圖11)，樣品點均落在島弧火山巖范圍內。這種既有軟流圈MORB成分特征又有俯沖帶環(huán)境形成的島弧火山巖地球化學特征的巖石，通常為消減帶之上的弧后盆地次級擴張形成的弧后盆地玄武巖所特有(Xuet al.，2003)。由于島弧洋殼之下的軟流圈地幔已萃取過N-MORB，因此它是一個比NMORB源區(qū)更加虧損及難熔的地幔源區(qū)，消減帶富LILE流體的加入可降低其固相線繼而使其發(fā)生部分熔融，同時高場強元素HFSE則以金紅石、鈦鐵礦、榍石等形式殘留下來(Brenanet al.，1994)，因此我們認為大平溝地區(qū)的變火山巖應代表弧后盆地擴張環(huán)境產生的新洋殼。

圖11 大平溝地區(qū)變火山巖Hf/3-Th-Nb/16圖解(a，據Wood，1980)和V-Ti/1000圖解(b，據Shervais，1982)Fig.11 Hf/3-Th-Nb/16 diagram(a，after Wood，1980)and V-Ti/1000 diagram(b，after Shervais，1982)for metavolcanic from Dapinggou area

5.2 斜長花崗巖成因及其源區(qū)

產于變火山巖中的花崗巖具有低Al2O3(16.18%～17.69%)、K2O(0.32% ～0.42%)和富鈉 Na2O(3.64% ～4.69%)的特征，與傳統的大洋斜長花崗巖相似。在SiO2-K2O半對數坐標圖上(圖12a)，樣品點均落入大洋斜長花崗巖范圍內。在An-Ab-Or圖解上(圖12b)，樣品點則全部落在英云閃長巖范圍內，與大洋斜長花崗巖低壓長石區(qū)分布范圍相同。與此同時，Hf同位素特征顯示巖石中的鋯石具有正的εHf(t)值，對應二階段Hf模式年齡介于489～570Ma，與鋯石的形成年齡相近，反映其新生玄武質下地殼或虧損地幔物質來源特征。以上論述共同說明大平溝地區(qū)花崗巖為M型花崗巖，即大洋斜長花崗巖。

表4 大平溝斜長花崗巖鋯石LA-MC-ICP-MS Hf同位素分析結果Table 4 Hf isotope compositions of zircon in plagiogranite from Dapinggou area

圖12 大平溝地區(qū)斜長花崗巖SiO2-K2O半對數圖解(a，據Coleman and Peterman，1975)及An-Ab-Or圖解(b，據Barker，1979)圖b陰影區(qū)為含水條件下輝長巖部分熔融實驗所得長英質熔體分布區(qū)(Koepke et al.，2004)Fig.12 SiO2-K2O binary diagram(a，after Coleman and Peterman，1975)and An-Ab-Or diagram(b，after Barker，1979)for plagiogranite from Dapinggou area

大洋斜長花崗巖具有洋殼在形成過程中玄武巖漿在低壓條件下結晶分異(Coleman and Peterman，1975;Gerlachet al.，1981)、俯沖的洋殼部分熔融(Whiteheadet al.，2000;Li and Li，2003)、蛇綠巖就位過程中與仰沖事件有關的部分熔融(Peters and Kamber，1994)以及洋殼運移過程中高溫韌性剪切帶中發(fā)生角閃巖相變質的輝長巖部分熔融(Pedersen and Malpas，1984;Flagler and Spray，1991)等多種不同的成因。

大平溝斜長花崗巖具有LREE富集型稀土配分型式，其微量元素含量與傳統的大洋斜長花崗巖相比也明顯偏低(Gerlachet al.，1981;Pearceet al.，1984)。在 An-Ab-Or圖解中(圖12b)，樣品點的分布范圍與含水條件下輝長巖部分熔融實驗所獲得的長英質熔體分布范圍相同(Koepkeet al.，2004)，暗示巖石不是大洋玄武質巖漿結晶分異而是由基性巖部分熔融形成。通常情況下洋殼俯沖部分熔融形成的大洋斜長花崗巖形成深度較深，其源區(qū)殘留相為石榴角閃巖，巖石常具有與埃達克巖相似的地球化學特征(Li and Li，2003)。而仰沖作用形成的大洋斜長花崗巖的源巖主要為大洋沉積物以及少量火成巖，其形成深度較淺，壓力較低，斜長石常作為殘留相，巖石中常出現過鋁質礦物，并具有Eu的負異常，其同位素特征具有明顯的殼源或殼?；旌咸卣?Peters and Kamber，1994)。大平溝斜長花崗巖具有輕稀土富集，重稀土平坦的稀土配分型式，具有明顯的Eu正異常，鋯石Hf同位素研究顯示巖石具有幔源巖漿特征，這與俯沖或仰沖形成的斜長花崗巖明顯不同。研究顯示板塊運動會使洋殼下部熱的、塑形的輝長巖發(fā)生低角度剪切變形并發(fā)生角閃巖相的變質，同時在水的加入的情況下使得鎂鐵質巖石熔點降低并發(fā)生部分熔融形成斜長花崗巖，該類花崗巖通常具有LREE富集和Eu正異常的稀土配分模式(Pedersen and Malpas，1984)，與大平溝斜長花崗巖特征一致，同時，斜長花崗巖的形成時代為493Ma，Lu-Hf二階段模式年齡為528Ma，與變輝長巖的形成年齡相近，暗示二者可能有親緣性。綜上所述，我們認為大平溝斜長花崗巖是由高溫韌性剪切帶中輝長巖在含水條件下部分熔融形成。

利用鋯石的Ti溫度計(Ferry and Watson，2007)獲得大平溝斜長花崗巖中鋯石形成的平均溫度為800℃左右(表3)，由于鋯石在巖漿中結晶較早，其結晶溫度接近巖漿起源的溫度(Anderson，1997)，表明源區(qū)熔融溫度應在800℃左右。斜長石是基性巖中重要的富鋁及富鈉礦物，且微量元素Eu、Sr在其中的分配系數遠遠高于其它礦物，而HREE對于石榴石來說是強相容元素(D＞＞1)。大平溝斜長花崗巖的Na2O/K2O值及 Al2O3含量較高，分別介于8.67～14.66、16.18% ～17.69%之間，同時巖石具有明顯的Sr、Eu正異常以及近于平坦的HREE分配模式，說明源巖在高溫韌性剪切環(huán)境下發(fā)生部分熔融時應處于斜長石及石榴石的不穩(wěn)定區(qū)。實驗巖石學資料顯示700～800℃時斜長石不穩(wěn)定的壓力介于0.8～1.3GPa(Xionget al.，2005)，而石榴石穩(wěn)定線則在0.9～1.4GPa范圍內變化(Vielzeuf and Schmidt，2001)，因此源區(qū)發(fā)生部分熔融的壓力條件應在0.8～0.9GPa之間。綜上所述，大平溝地區(qū)的斜長花崗巖為變輝長巖在溫度約800℃，壓力為0.8～0.9GPa條件下部分熔融形成。

5.3 構造意義

前人已報道了柴北緣魚卡河、錫鐵山和沙柳河等地的超高壓榴輝巖中700～850Ma繼承性鋯石的存在(楊經綏等，2003;Zhanget al.，2005，2010;Chenet al.，2009;Songet al.，2010)，且地球化學研究顯示這些榴輝巖普遍具有板內玄武巖或E-MORB的特征(楊經綏等，2003;孟繁聰等，2003;Chenet al.，2009;Songet al.，2010)，說明柴北緣部分榴輝巖的原巖為Rodinia超大陸裂解過程中形成的裂谷火山巖或初始洋盆火山巖(Zhanget al.，2005;Chenet al.，2009;Songet al.，2010)，指示柴北緣地區(qū)在新元古代存在一期洋盆的裂解事件。另一方面，在柴北緣地區(qū)已有少量早古生代洋殼殘片及其上覆巖系的報道:如錫鐵山地區(qū)的洋島玄武巖(～521Ma)(朱小輝等，2012)、綠梁山地區(qū)的洋脊玄武巖(～542Ma)(王惠初等，2003)以及都蘭沙柳河地區(qū)的一套經歷了超高壓變質作用的早古生代洋殼巖石組合(～516Ma)(張貴賓等，2005;張貴賓和張立飛，2011;Zhanget al.，2008，2009b)。與此同時，在柴北緣地區(qū)廣泛分布的灘間山群火山巖的主體為形成在俯沖帶環(huán)境下的島弧火山巖，其時代介于450～514Ma(高曉峰等，2011)。而本地區(qū)超高壓變質作用發(fā)生的時代則介于420～458Ma之間(Songet al.，2004，2006;Mattinsonet al.，2006;Chenet al.，2009;Zhanget al.，2009a，2010)。同時前人對柴北緣地區(qū)古生代花崗巖的研究表明本地區(qū)巖漿活動時代主要有以下幾個階段:460～475Ma(島弧或活動大陸邊緣環(huán)境)、440～450Ma(陸陸碰撞)、370～410Ma(碰撞后陸殼減薄)以及260～275Ma(陸內俯沖)(吳才來等，2004)。

本文對綠梁山地區(qū)弧后盆地型蛇綠巖利用LA-ICP-MS方法進行鋯石U-Pb定年獲得變輝長巖的形成時代為535Ma，斜長花崗巖的形成時代為493Ma，表明該蛇綠巖發(fā)育的時代至少介于493～535Ma之間，從另一方面也暗示柴北緣發(fā)生洋殼俯沖的時代可能早于535Ma。上述分析表明晉寧運動后柴北緣地區(qū)已進入大洋地殼的發(fā)育及演化階段，沿柴達木盆地北緣連續(xù)分布的巖石記錄表明該洋盆可能在早古生代已具有一定的規(guī)模。其中535Ma之前為大洋地殼形成發(fā)育階段，該洋殼可能是在柴北緣地區(qū)新元古代羅迪尼亞大陸裂解的基礎上發(fā)育形成的;535～450Ma時洋盆發(fā)生俯沖消減，形成了一系列的島弧火山巖及巖漿巖;450Ma以后洋盆閉合消失，在俯沖大洋板塊的拖曳作用下，柴達木板塊發(fā)生陸殼深俯沖并形成了超高壓變質巖。

6 結論

(1)出露于柴北緣西段綠梁山大平溝地區(qū)的變火山巖具有島弧火山巖及大洋中脊玄武巖雙重地球化學特征，代表了弧后盆地擴張環(huán)境產生的新洋殼;產于其中的斜長花崗巖地球化學及Hf同位素特征顯示其為幔源M型花崗巖，為變輝長巖在高溫韌性剪切帶中含水條件下部分熔融形成，形成溫壓條件為T= ～800℃，P=0.8～0.9GPa。

(2)利用LA-ICP-MS微區(qū)原位鋯石U-Pb定年獲得變輝長巖的形成時代為535±2Ma，斜長花崗巖的形成時代為493±3Ma，推斷柴北緣綠梁山地區(qū)弧后盆地拉張時限至少介于493～535Ma之間，并暗示柴北緣地區(qū)古大洋在535Ma之前已發(fā)生俯沖消減作用。

致謝 兩位審稿人對本文提出了寶貴的修改意見，在此謹表謝意。

Anderson JL.1997.Status of thermobarometry in granitic batholiths.Transactions of the Royal Society of Edinburgh:Earth Sciences，87(1－2):125－138

Barker F.1979.Trondhjemite:Definition，environment and hypotheses of origin.In:Barker F(ed.). Trondhjemites，Dacites，and Related Rocks.Amsterdam:Elsevier，1 －12

Brenan JM，Shaw HF，Phinney DLet al.1994.Rutile-aqueous fluid partitioning of Nb，Ta，Hf，Zr，U and Th:Implications for high field strength element depletions in island-arc basalts.Earth and Planetary Science Letters，128(3－4):327－339

Chen DL，Liu L，Sun Y and Liou JG.2009.Geochemistry and zircon UPb dating and its implications of the Yukahe HP/UHP terrane，the North Qaidam，NW China.Journal of Asian Earth Sciences，35(3－4):259－272

Coleman RG and Peterman ZE.1975.Oceanic plagiogranite.Journal of Geophysical Research，80(8):1099－1108

Ferry JM and Watson EB.2007.New thermodynamic models and revised calibrations for the Ti-in-zircon and Zr-in-rutile thermometers.Contributions to Mineralogy and Petrology，154(4):429－437

Flagler PA and SprayJG. 1991. Generation ofplagiogranite by amphibolite anatexis in oceanic shear zones.Geology，19(1):70 －73

Gao S，Ling WL，Qiu YM，Lian Z，Hartmann G and Simon K.1999.Contrasting geochemical and Sm-Nd isotopic compositions of Archean metasediments from the Kongling high-grade terrain of the Yangtze craton:Evidence for cratonic evolution and redistribution of REE during crustal anatexis.Geochimical et Cosmochimica Acta，63(13－14):2071－2088

Gao XF，Xiao PX and Jia QZ.2011.Redetermination of the Tanjianshan Group:Geochronological and geochemical evidence of basalts from the margin of the Qaidam Basin.Acta Geologica Sinica，85(9):1452－1463(in Chinese with English abstract)

Gerlach DC，Leeman WP and Avé Lallemant HG.1981.Petrology and geochemistry of plagiogranite in the Canyon Mountain ophiolite，Oregon.Contributions to Mineralogy and Petrology，77(1):82－89

Griffin WL，Wang X，Jackson SE，Pearson NJ，O’Reilly SY，Xu XS and Zhou XM.2002.Zircon chemistry and magma mixing，SE China:In-situ analysis of Hf isotopes，Tonglu and Pingtan igneous complexes.Lithos，61(3－4):237－269

Koepke J，Feig ST，Snow J and Freise M.2004.Petrogenesis of oceanic plagiogranites by partial melting of gabbros:An experimental study.Contributions to Mineralogy and Petrology，146(4):414－432

Koepke J，Berndt J，Feig ST and Holz F.2007.The formation of SiO2-rich melts within the deep oceanic crust by hydrous partial melting of gabbros.Contributions to Mineralogy and Petrology，153(1):67－84

Li F，Wu ZL，Li BZ and Wang LF.2006.Revision of the Tanjianshan Group on the northern margin of the Qaidam Basin.Northwestern Geology，39(3):83－90(in Chinese with English abstract)

Li WX and Li XH.2003.Adakitic granites within the NE Jiangxi ophiolites，South China:Geochemical and Nd isotopic evidence.Precambrian Research，112(1－4):29－44

Li WX and Li XH.2003.Rock types and tectonic significance of the granitoids rocks within ophiolites.Advance In Earth Sciences，18(3):392－397(in Chinese with English abstract)

Mattinson CG，Wooden JL，Liou JG，Bird DK and Wu CL.2006.Age and duration of eclogite-facies metamorphism，North Qaidam HP/UHP Terrane，western China.American Journal of Science，306(9):683－711

Meng FC，Zhang JX，Yang JS and Xu ZQ.2003.Geochemical characteristics of eclogites in Xitieshan area，North Qaidam of northwestern China.Acta Petrologica Sinica，19(3):435 －442(in Chinese with English abstract)

Pan GT，Li XZ，Wang LQ，Ding J and Chen ZL.2002.Preliminary division of tectonic units of the Qinghai-Tibet Plateau and its adjacent regions.Geological Bulletin of China，21(11):701 － 707(in Chinese with English abstract)

Pearce JA， HarrisNBW and TindleAG. 1984. Traceelement discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks.Journal of Petrology，25(4):956 －983

Peccerillo A and Taylor SR.1976.Geochemistry of Eocene calc-alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area， northern Turkey.Contributions to Mineralogy and Petrology，58(1):63－81

Pedersen RB and Malpas J.1984.The origin of oceanic plagiogranites from the Karmoy ophiolite， western Norway. Contributions to Mineralogy and Petrology，88(1－2):36－52

Peters T and Kamber BS.1994.Peraluminous potassium-rich granitoids in the Semail ophiolite.Contributions to Mineralogy and Petrology，118(3):229－238

Rickwood PC.1989.Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements.Lithos，22(4):247 －263

Shervais JW.1982.Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas.Earth and Planetary Science Letters，59(1):101 －118

Song SG，Yang JS and Niu YL.2004.Ultra-deep origin of garnet peridotite from the North Qaidam ultrahigh-pressure belt，northern Tibetan Plateau，NW China.American Mineralogist，89(8 － 9):1330－1336

Song SG，Zhang LF，Niu YL，Su L，Song B and Liu DY.2006.Evolution from oceanic subduction to continental collision:A case study from the northern Tibetan Plateau based on geochemical and geochronological data.Journal of Petrology，47(3):435－455

Song SG，Niu YL，Zhang LF and Zhang GB.2009.Time constraints on orogenesis from oceanic subtraction to continentalsubduction，collision，and exhumation:An example from North Qilian and North Qaidam HP-UHP belts.Acta Petrologica Sinica，25(9):2067 －2077(in Chinese with English abstract)

Song SG，Su L，Li XH，Zhang GB，Niu YL and Zhang LF.2010.Tracing the 850Ma continental flood basalts from a piece of subducted continental crust in the North Qaidam UHPM belt，NW China.Precambrian Research，183(4):805－816

Sun SS.1980.Lead isotopic study of young volcanic rocks from midocean ridges， ocean islands and island arcs. Philosophical Transactions of the Royal Society A:Mathematical and Physical Sciences，297(1431):409－445

Sun SS and McDonough WF.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes.In:Saunders AD and Norry MJ(eds.).Magmatism in the Ocean Basins.Geological Society，London，Special Publications，42(1):313－345

Vielzeuf D and Schmidt MW.2001.Melting relations in hydrous systems revisited:Application to metapelites，metagreywackes and metabasalts.Contributions to Mineralogy and Petrology，141(3):251－267

Wang HC，Lu SN，Yuan GB，Xin HT，Zhang BH，Wang QH and Tian Q.2003.Tectonic setting and age of the“Tanjianshan Group”on the northern margin of the Qaidam Basin.Geological Bulletin of China，22(7):487－493(in Chinese with English abstract)

Wang HC，Lu SN，Mo XX，Li HK and Xin HT.2005.An Early Paleozoic collisional orogen on the northern margin of the Qaidam basin，northwestern China.Geological Bulletin of China，24(7):603－612(in Chinese with English abstract)

Whitehead J，Dunning GR and Spray JG.2000.U-Pb geochronology and origin of granitoid rocks in the Thetford Mines ophiolite，Canadian Appalachians.Geological Society of America Bulletin，112(6):915－928

Winchester JA and Floyd PA.1977.Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements.Chemical Geology，20:325 －343

Wood DA.1980.The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province.Earth and Planetary Science Letters，50(1):11 －30

Wu CL，Yang JS，Xu ZQ，Wooden JL，Ireland T，Li HB，Shi RD，Meng FC，Chen SY，Persing H and Meibom A.2004.Granitic magmatism on the Early Paleozoic UHP belt of northern Qaidam，NW China.Acta Geologica Sinica，78(5):658－674(in Chinese with English abstract)

Wu FY，Li XH，Zheng YF and Gao S.2007.Lu-Hf isotopic systematics and their applications in petrology.Acta Petrologica Sinica，23(2):185－220(in Chinese with English abstract)

Wu YB and Zheng YF.2004.Genesis of zircon and its constraints on interpretation of U-Pb age.Chinese Science Bulletin，49(15):1554－1569

Xiong XL，Adam J and Green TH.2005.Rutile stability and rutile/melt HFSE partitioning during partialmelting ofhydrous basalt:Implications for TTG genesis.Chemical Geology，218(3 －4):339－359

Xu JF，Castillo PR，Chen FR，Niu HC，Yu XY and Zhen ZP.2003.Geochemistry of Late Paleozoic mafic igneous rocks from the Kuerti area，Xinjiang，Northwest China:Implications for back-arc mantle evolution.Chemical Geology，193(1－2):137－154

Xu ZQ，Yang JS，Wu CL，Li HB，Zhang JX，Qi XX，Song SG and Qiu HJ.2006.Timing and mechanism of formation and exhumation of the northern Qaidam ultrahigh-pressure metamorphic belt.Journal of Asian Earth Sciences，28(2－3):160－173

Yang JS，Song SG，Xu ZQet al.2001.Discovery of coesite in the North Qaidam EarlyPaleozoicUltrahigh-HighPressure(UHP-HP)metamorphic belt，NW China.Acta Geolgica Sinica，75(2):175 －179(in Chinese with English abstract)

Yang JS，Zhang JX，Meng FC，Shi RD，Wu CL，Xu ZQ，Li HB and Chen SY.2003.Ultrahigh pressure eclogites of the North Qaidam and Altun mountains，NW China and their protoliths.Earth Science Frontiers，10(3):291 －313(in Chinese with English abstract)

Yuan HL，Gao S，Liu XM，Li HM，Günther D and Wu FY.2004.Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry.Geostandards and Geoanalytical Research，28(3):357－370

Yuan HL，Gao S，Dai MN，Zong CL，Günther D，Fontaine GH，Liu XM and Diwu CR.2008.Simultaneous determinations of U-Pb age，Hf isotopes and trace element compositions of zircon by excimer laserablation quadrupole and multiple-collectorICP-MS.Chemical Geology，247(1－2):100－118

Zhang GB，Song SG，Zhang LF，Niu YL and Shu GM.2005.Ophiolitetype mantle peridotite from Shaliuhe，North Qaidam UHPM belt，NW China and its tectonic implications.Acta Petrologica Sinica，21(4):1049－1058(in Chinese with English abstract)

Zhang GB，Song SG，Zhang LF and Niu YL.2008.The subducted oceanic crust within continental-type UHP metamorphic belt in the North Qaidam，NW China:Evidence from petrology，geochemistry and geochronology.Lithos，104:99 －118

Zhang GB，Ellis DJ，Christy AG，Zhang LF，Niu YL and Song SG.2009a.UHP metamorphic evolution of coesite-bearing eclogite from the Yuka terrane，North Qaidam UHPM belt，NW China.European Journal of Mineralogy，21(6):1287－1300

Zhang GB，Zhang LF，Song SG and Niu YL.2009b.UHP metamorphic evolution and SHRIMP geochronology of a coesite-bearing metaophiolitic gabbro in the North Qaidam，NW China.Journal of Asian Earth Sciences，35(3－4):310－322

Zhang GB and Zhang LF.2011.Rodingite from oceanic lithology of Shaliuhe terrane in North Qaidam UHPM belt and its geological implication.Earth Science Frontiers，18(2):151 － 157(in Chinese with English abstract)

Zhang JX，Yang JS，Mattinson CG，Xu ZQ，Meng FC and Shi RD.2005.Two contrasting eclogite cooling histories，North Qaidam HP/UHP terrane，western China:Petrological and isotopic constraints.Lithos，84(1－2):51－76

Zhang JX，Meng FC，Li JP and Mattinson CG.2009c.Coesite in eclogite from the North Qaidam Mountains and its implications.Chinese Science Bulletin，54(6):1105－1110

Zhang JX，Mattinson CG，Yu SY，Li JP and Meng FC.2010.U-Pb zircon geochronology of coesite-bearing eclogites from the southern Dulan area of the North Qaidam UHP terrane，northwestern China:Spatially and temporally extensive UHP metamorphism during continental subduction.Journal of Metamorphic Geology，28(9):955－978

Zhang RY，Liou JG，Iizuka Y and Yang JS.2009d.First record of K-cymrite in North Qaidam UHP eclogite，Western China.American Mineralogist，94(2－3):222－228

Zhu XH，Chen DL，Liu L，Wang C，Yang WQ，Cao YT and Kang L.2012.Chronology and geochemistry of the mafic rocks in Xitieshan area，North Qaidam.Geological Bulletin of China，31(12):2079－2089(in Chinese with English abstract)

附中文參考文獻

高曉峰，校培喜，賈群子.2011.灘間山群的重新厘定——來自柴達木盆地周緣玄武巖年代學和地球化學證據.地質學報，85(9):1452－1463

李峰，吳志亮，李保珠，汪林峰.2006.柴達木盆地北緣灘間山群新厘定.西北地質，39(3):83－90

李武顯，李獻華.2003.蛇綠巖中的花崗質巖石成因類型和構造意義.地球科學進展，18(3):392－397

孟繁聰，張建新，楊經綏，許志琴.2003.柴北緣錫鐵山榴輝巖的地球化學特征.巖石學報，19(3):435－442

潘桂棠，李興振，王立全，丁俊，陳志粱.2002.青藏高原及鄰區(qū)大地構造單元初步劃分.地質通報，21(11):701－707

宋述光，牛耀齡，張立飛，張貴賓.2009.大陸造山運動:從大洋俯沖到大陸俯沖、碰撞、折返的時限——以北祁連山、柴北緣為例.巖石學報，25(9):2067－2077

王惠初，陸松年，袁桂邦，辛后田，張寶華，王青海，田琪.2003.柴達木盆地北緣灘間山群的構造屬性及形成時代.地質通報，22(7):487－493

王惠初，陸松年，莫宣學，李懷坤，辛后田.2005.柴達木盆地北緣早古生代碰撞造山系統.地質通報，24(7):603－612

吳才來，楊經綏，許志琴，Wooden JL，Ireland T，李海兵，史仁燈，孟繁聰，陳松永，Persing H，Meibom A.2004.柴達木盆地北緣古生代超高壓帶中花崗質巖漿作用.地質學報，78(5):658－674

吳福元，李獻華，鄭永飛，高山.2007.Lu-Hf同位素體系及其巖石學應用.巖石學報，23(2):185－220

楊經綏，宋述光，許志琴等.2001.柴達木盆地北緣早古生代高壓-超高壓變質帶中發(fā)現典型超高壓礦物-柯石英.地質學報，75(2):175－179

楊經綏，張建新，孟繁聰，史仁燈，吳才來，許志琴，李海兵，陳松永.2003.中國西部柴北緣-阿爾金的超高壓變質榴輝巖及其原巖性質探討.地學前緣，10(3):291－313

張貴賓，宋述光，張立飛，牛耀玲，舒桂明.2005.柴北緣超高壓變質帶沙柳河蛇綠巖型地幔橄欖巖及其意義.巖石學報，21(4):1049－1058

張貴賓，張立飛.2011.柴北緣沙柳河地區(qū)洋殼超高壓變質單元中異剝鈣榴巖的發(fā)現及其地質意義.地學前緣，18(2):151－157

朱小輝，陳丹玲，劉良，王超，楊文強，曹玉亭，康磊.2012.柴北緣錫鐵山地區(qū)鎂鐵質巖石的時代及地球化學特征.地質通報，31(12):2079－2089