李小菲 張成立 李雷 包志安 張幫祿，3 魏強

LI XiaoFei1，2，ZHANG ChengLi1＊＊，LI Lei1，2，BAO ZhiAn1，ZHANG BangLu1，3 and WEI Qiang1

1. 大陸動力學國家重點實驗室，西北大學地質系，西安 710069

2. 西北有色地質研究院，西安 710054

3. 中國科學院地球化學研究所，貴陽 550002

1. State Key Laboratory of Continental Dynamics，Department of Geology，Northwest University，Xi’an 710069，China

2. Northwest Geological Institute of Nonferrous Metals，Xi’an 710054，China

3. Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guiyang 550002，China

2014-01-01 收稿，2015-05-14 改回.

中亞造山帶是全球范圍內一條重要的顯生宙增生造山帶(Jahn et al.，2004a;Windley et al.，2007;Xiao et al.，2009，2010，2013;Xiao and Santosh，2014)，突出特點是發(fā)育大量與新生陸殼密切相關的花崗巖類(Jahn et al.，2000a，b，2004b;Hong et al.，2004)。作為該巨型造山帶重要組成部分的北山構造帶，處于西伯利亞板塊、塔里木板塊和華北板塊交匯部位，并發(fā)育大量古生代不同期次的花崗巖類侵入體。前人已對這些花崗巖開展了一定的年代學和成因研究，繼在北部地區(qū)確定一批晚古生代花崗巖后(李伍平等，2001;范洪海等，2005;劉明強，2007;王立社等，2009;童英等，2010;張文等，2010，2011;劉雪敏等，2010;Lei et al.，2011;鄭榮國等，2012)，又陸續(xù)在北山南部的柳園地區(qū)識別出一些早-中古生代花崗巖體，并對這些花崗巖的地質與巖石地球化學特征及其成因開展了詳細研究，取得了重要成果(安國堡，2007;趙澤輝等，2007;毛啟貴等，2010;李舢等，2009，2011;呂新彪等，2012;Liu et al.，2011;Mao et al.，2012)。然而，這些研究少有與這些花崗巖體同期產出的基性侵入體的對比和綜合研究。本文選擇北山西南部柳園地區(qū)輝銅山以西的明舒井巖體，分別對其中的輝長巖、輝長閃長巖、閃長巖和花崗巖開展詳細的巖相學、巖石地球化學及鋯石U-Pb 定年和Hf 以及全巖Sr-Nd-Pb 同位素示蹤研究，探討它們的形成時代、源區(qū)特征、成因機制和形成構造環(huán)境，進而為北山造山帶早古生代構造演化過程提供證據(jù)。

1 區(qū)域地質概況

北山構造帶呈一楔狀位于蒙古、甘肅和新疆交界地區(qū)，其西以星星峽斷裂與東天山構造帶分割，東以阿爾金斷裂與阿拉善地塊相接，南由疏勒河斷裂所圍限，大地構造位置隸屬哈薩克斯坦地塊(圖1)。該構造帶由南向北依次發(fā)育石板井-小黃山、白云山-月牙山-洗腸井、紅柳園-牛圈子和輝銅山-帳房山-大奇山等四個蛇綠巖帶，均由一些鎂鐵質-超鎂鐵質巖和細粒碎屑巖構成(左國朝等，2003)。其中，以北部紅石山-黑鷹山蛇綠巖帶和南部輝銅山-大奇山蛇綠巖帶為界，將北山構造帶分割為北部西伯利亞板塊、中部哈薩克斯坦板塊以及南部的塔里木板塊(張新虎等，2005)。北山西南部的柳園地區(qū)位于紅柳河-牛圈子-洗腸井蛇綠巖帶和柳園-帳房山-大奇山蛇綠巖帶之間，區(qū)內廣泛出露奧陶-志留系和石炭-二疊系地層，局部零星發(fā)育前寒武系中-深變質火山沉積巖，它們一同被后期大量花崗巖基或巖株和一些小基性巖脈侵入(圖1)。其中，柳園鎮(zhèn)西南部的明舒井巖體是該區(qū)較大和有代表性的一個由輝長巖、輝長閃長巖、閃長巖以及花崗巖構成的巖漿雜巖體(圖1)。

2 巖體地質與巖石學特征

明舒井巖體出露于柳園鎮(zhèn)西南輝銅山以西，面積約450km2，東西向呈一透鏡狀侵入于元古代基底巖系中，北部被晚古生代花崗巖體侵入，西部多被第四系覆蓋(圖1)。巖體主要由閃長巖構成，局部出露小輝長巖體，與閃長巖多呈過渡接觸關系，并在閃長巖與輝長巖接觸處常有直徑由十余厘米到數(shù)十米不等的輝長閃長巖透鏡體產出，同時輝長閃長巖內或其邊緣發(fā)育長石斑晶，相應的巖石色率有所降低，成分演變?yōu)殚W長質(圖2a)。此外，該巖體中部和東部還有一些花崗巖體侵入。其中，巖體東部的黑云母花崗巖被確定為埃達克巖(毛啟貴等，2010)而歸為侵入其中的一個小花崗巖體(圖1)。

明舒井閃長巖和花崗巖具弱的片麻狀構造，以半自形粒狀結構為主。其中，閃長巖為石英閃長巖，由斜長石(An =30，45%)、石英(15% ～20%)、角閃石(25%)、黑云母(5%)及鉀長石(5%)構成，副礦物有鋯石、榍石和磁鐵礦等，部分長石發(fā)生少量鈉黝簾石和絹云母化(圖2b)?；◢弾r具中粒似斑狀結構，主要礦物為:石英(25% ～30%)、鉀長石(40%)、斜長石(25%)和黑云母(5%)，副礦物有榍石、鋯石、磁鐵礦等，其中長石礦物發(fā)生高嶺土化和絹云母化(圖2c)。輝長巖及輝長閃長巖定向構造較弱，均呈塊狀構造，其中輝長巖以輝長結構為主，部分具輝長輝綠結構，主要礦物成分為基性斜長石(An =50，55%)，聚片雙晶發(fā)育，少數(shù)發(fā)生簾石化，暗色礦物有角閃石(28% ～32%)，黑云母(5% ～8%)及輝石(5% ～10%)，輝石部分被角閃石包繞，或已轉變?yōu)榻情W石呈輝石假象產出(圖2d)，副礦物有鋯石、磷灰石和磁鐵礦等(圖2d)。輝長閃長巖具半自形粒狀結構(圖2e)，主要礦物成分為斜長石(An =45，60%)，聚片雙晶發(fā)育，暗色礦物有角閃石(20% ～25%)，黑云母(5% ～10%)及輝石(3% ～5%)，副礦物有鋯石、磷灰石和磁鐵礦等，其中磷灰石多呈針狀，顯示巖漿淬冷條件的結構特征(圖2f)。

3 測試方法

圖1 北山柳園地區(qū)地質簡圖(據(jù)王洪亮等，2007;李舢等，2011 修編)Fig.1 Geological map of Liuyuan area in Beishan (modified after Wang et al.，2007;Li et al.，2011)

圖2 明舒井巖體野外(a)及顯微照片(b-f)(a)輝長閃長巖野外照片;(b)閃長巖;(c)花崗巖;(d)輝長巖;(e、f)輝長閃長巖Fig.2 Field photograph (a)and photomicrographs (b-f)of variety rocks from the Mingshujing pluton

鋯石單礦物分離由河北省廊坊市區(qū)域地質實驗室完成。鋯石樣品的制靶、陰極發(fā)光(CL)分析、LA-ICP-MS 鋯石U-Pb定年及其Lu-Hf 同位素測定均在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。鋯石陰極發(fā)光圖像分析，在該實驗室美國FEI 公司生產的場發(fā)射掃描電鏡附屬的英國Gatan 公司的Mono CL3 +系統(tǒng)上進行。鋯石定年在配有193nm 激光器的Agilen 7500a ICP-MS 上，用91500 標準鋯石外部校正法進行鋯石原位U-Pb 年齡測定。測試過程以NIST610 硅玻璃標準優(yōu)化儀器，所用激光頻率為10Hz，強度為80mJ，激光束斑直徑為30μm，具體詳細分析方法見Yuan et al. (2004)的描述。用29Si 作中間校準，NIST610 做參考物計算獲得29Si、204Pb、206Pb、207Pb、208Pb、232Th、238U 以 及U、Th 和Pb 的 含 量。207Pb/206Pb、206Pb/238U、207Pb/235U 和208Pb/232Th 比 值 用GLITTER 4.0 程序計算，并用鋯石91500 進行校正。此后，采用ISOPLOT 3.0(Ludwig，2003)獲得鋯石U-Pb 年齡及其協(xié)和圖。

鋯石原位Lu-Hf 同位素分析在同一實驗室通過Nu Plasma HR(Wrexham，UK)多接收電感耦合等離子體質譜儀(MC-ICPMS)測試完成，所用的激光剝蝕系統(tǒng)為德國MicroLas 公司生產的GeoLas200M，其由德國Lambda Physik公司的ComPex102Excimer 激光器(工作物質ArF，波長193nm)和該公司光學系統(tǒng)組成。激光剝蝕以He 為剝蝕物質的載氣，所用激光斑束直徑為44μm，頻率為10Hz，激光能量90mJ，每個分析點的氣體背景采集時間為30s，信號采集時間為40s。鋯石Lu-Hf 同位素測試時，用176Lu/175Lu =0.02669 和176Yb/172Yb=0.5886(Chu et al.，2002)進行同量異位干擾校正計算，以鋯石91500、MON-1 和GJ-1 作外標測定樣品的176Lu/177Hf 和176Hf/177Hf 比值。εHf(t)計算時，采用的176Lu 衰變常數(shù)為1.865 ×l0-11a-1(Scherer et al.，2001)，現(xiàn)今球粒隕石和虧損地幔的176Lu/177Hf 和176Hf/177Hf 分別為0.0332，0.282772 和0.0384，0.28325(Blichert and Albarède，1997)，Hf 虧損地幔二階段模式年齡(tDM2)的計算，分別用上地殼176Lu/177Hf = 0.0093 和fLu/Hf= - 0.72(Vervoort and Blichert-Toft，1999)獲得。

全巖巖石樣品的主量元素、微量元素和Sr-Nd-Pb 同位素分析均在西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。主量元素分析采用堿熔玻璃片法在日本理學RIX2100X 熒光光譜儀進行，以BCR-2 和GBW07105 為標樣進行質量監(jiān)控，分析誤差優(yōu)于5%。微量元素分析采用Teflon 高壓溶樣后，用ICP-MS(Agilent7500a)測定，以AGV-1、BCR-2、G2 和RGM-1國際標樣監(jiān)控，Co、Ni、Zn、Ga、Rb、Y、Zr、Nb、Hf、Ta 和REE(除Hf 和Lu)等元素分析誤差低于5%，其它元素相對誤差在5% ～15%之間。Sr-Nd-Pb 同位素同位素分離在該實驗室同位素超凈實驗室完成，其中Rb-Sr 同位素化學分離用AG50W-8(200 ～400mesh)陽離子交換樹脂進行元素分離，Sm-Nd 用HDEHP 樹脂進行Sm 和Nd 的元素分離，用AG1-8(200 ～400mesh)陰離子交換樹脂方法進行Pb 同位素分離。所有同位素組成均在同一實驗室經英國Nu Instruments 公司Nu Plasma 多接收等離子體質譜儀(MC-ICPMS)采用靜態(tài)模式(Static mode)接收方式分析測試。Sr 測試中，儀器用86Sr/88Sr=0.1194 按照指數(shù)法則進行內部校正，質量監(jiān)控樣品采用NBS987，全流程過程本底＜20pg。Nd 測試分析用146Nd/144Nd=0.7219 按照指數(shù)法則進行內部校正，質量監(jiān)控樣品用JNdi-01，全流程過程本底＜20pg。Pb 測試分析用NBS 997 Tl 溶液進行內部校正，用205Tl/203Tl=2.3872 校正儀器的質量分餾，用NBS 981 進行外部校正。質量監(jiān)控樣品用NBS 981，全流程過程本底＜50pg。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb 年齡

對明舒井花崗巖、閃長巖、輝長巖及發(fā)育于閃長巖中透鏡狀輝長閃長巖進行了LA-ICPMS 鋯石U-Pb 年齡測定，結果見表1?；◢弾r中的鋯石具較好柱形晶，發(fā)育密集振蕩生長環(huán)帶(圖3a)，Th/U=0.3 ～1.2，為典型巖漿成因鋯石。27 個測點的206Pb/238U 年齡變化于430 ～439Ma 之間，其加權平均年齡為436 ±2Ma(MSWD =0.14)，代表該花崗巖體的結晶年齡(圖4a)。與花崗巖鋯石相比，閃長巖和輝長巖的鋯石為較粗的柱狀晶，發(fā)育面狀、寬緩不規(guī)則帶狀環(huán)帶(圖3b，c)，它們的Th/U 分別為0.1 ～1.1 和0.4 ～1.0，這種較寬和不規(guī)則的結構是較高溫條件下鋯石結晶的結果(吳元保和鄭永飛，2004)。閃長巖鋯石30 個測點的206Pb/238U 加權平均年齡為437 ±2Ma(MSWD =1.04);輝長巖21 個點獲得的206Pb/238U 加權平均年齡為443 ±1Ma(MSWD =1.09)，分別代表二巖體的形成年齡(圖4b，c)。然而，在輝長閃長巖中出現(xiàn)了兩類鋯石，一類鋯石結構與輝長巖中鋯石結構十分類似，為環(huán)帶結構不明顯的鋯石(圖3d)，其15 個測點的206Pb/238U 加權平均年齡為449 ±1Ma(MSWD =0.97)，略高于但接近輝長巖結晶年齡的記錄(圖4d)，顯然代表了基性巖漿鋯石冷凝結晶的年齡，是幔源基性巖漿上侵活動的記錄。另一類鋯石具有類似于花崗巖中密集生長環(huán)帶結構(圖3)，其7 粒鋯石測得的206Pb/238U 變化于446 ～419Ma 之間，加權平均年齡為426 ±7Ma(MSWD =12)(圖4d)，不但接近于該巖體花崗巖和閃長巖的結晶年齡，而且與巖體東部黑云母花崗巖形成年齡(424 ±4Ma)在誤差范圍一致(毛啟貴等，2010)，這表明，此類鋯石可能是基性與中酸性巖漿發(fā)生有限混合過程中，由中酸性巖漿冷凝結晶出的鋯石混入的結果，反映的仍是中酸性巖漿冷凝結晶的年齡。

4.2 鋯石Lu-Hf 同位素組成

對已測定的4 件鋯石靶中所測年齡點之上(較大粒度者)或附近(較小粒度者)(圖3)進行了Lu-Hf 同位素測試分析，結果列于表2。測試結果表明，大多數(shù)鋯石的176Lu/177Hf＜0.002，176Yb/177Hf ＜0.03，因此176Hf/177Hf 可以代表其形成時的初始值。花崗巖中鋯石的176Hf/177Hf = 0.282476 ～0.282753，根據(jù)該樣品所獲巖體形成年齡(436Ma)計算所得εHf(t)以正值為主，變化于-1.1 ～+8.6 之間，相應的二階段Hf 模式年齡(tDM2)為788 ～1282Ma。閃長巖鋯石的176Hf/177Hf=0.282631 ～0.282859，按其形成年齡(437Ma)計算的εHf(t)也為正值(4.5 ～12)，tDM2=611 ～999Ma。輝長巖21 粒鋯石測點的176Hf/177Hf=0.282312 ～0.282732，依其形成年齡計算所得到的εHf(t)既有正值也存在負值，變化于-7.1 ～+8.3。同樣的，輝長閃長巖的Lu-Hf 同位素組成也出現(xiàn)很大的變化范圍，22 粒鋯石測得的176Hf/177Hf 比值在0.282015 ～0.282681 之間，其εHf(t)變化于-12.6 ～+6.5之間。

表1 明舒井巖體鋯石U-Pb 測試結果Table 1 Zircon U-Pb data of the Mingshujing pluton

續(xù)表1Continued Table 1

表2 明舒井巖體鋯石Lu-Hf 同位素組成Table 2 Zircon Lu-Hf isotopic compositions of the Mingshujing pluton

續(xù)表2Continued Table 2

表3 明舒井巖體主量(wt%)及微量(×10 -6)元素結果Table 3 Major (wt%)and trace (×10 -6)element data of the Mingshujing pluton

圖3 明舒井巖體不同巖石鋯石CL 圖像(a)花崗巖;(b)閃長巖;(c)輝長巖;(d)輝長閃長巖. 圖中小圈為鋯石U-Pb 年齡測定，大圈為鋯石Hf 同位素測點，圈中數(shù)值為εHf(t)值Fig.3 Cathodoluminescence images of zircons from variety rocks in the Mingshujing plutonSmall circle represent the spots for the zircon U-Pb ages，large circles the spots for the Hf isotope and numbers for the values of εHf(t)

4.3 元素地球化學

明舒井巖體不同巖石類型10 件樣品的主量和微量元素分析結果列于表3，在TAS 分類圖解中，它們分布在輝長巖、輝長閃長巖、閃長巖和花崗巖的變化范圍內(圖5)，與巖相學觀察結果一致，顯示了較寬的巖石成分和多樣的巖石類型。其中，該巖體主體的閃長巖的硅含量變化大(SiO2=57.42% ～62.06%)，高Al2O3(17.49% ～18.40%)、富鈉(Na2O/K2O = 1.27 ～2.56)，Mg#= 46.7 ～55.3，A/CNK =0.87 ～0.96，σ=1.75 ～3.06，為準鋁質鈣堿性巖類?；◢弾r高SiO2(70.06%)、Al2O3(14.80%)，富 鉀(Na2O/K2O =0.68)，低 CaO (2.12%)、MgO (Mg#= 47.1)和 FeOT(2.55%)，A/CNK=1.03，σ=2.38，為弱過鋁質高鉀鈣堿性花崗巖。輝長巖的SiO2=47.77% ～49.69%，富鈉(Na2O/K2O = 1.54 ～2.38)、高CaO(7.26% ～9.09%)和FeOT(7.67% ～10.76%)，Mg#=49.0 ～58.7，與其它巖石相比相對高堿(K2O + Na2O =4.73% ～6.06%)，σ =4.94 ～5.49。輝長閃長巖除略高的SiO2和低堿外，其它特征與輝長巖基本相同，也富鈉、高鎂和鐵?？傮w上，該巖體成分變化范圍寬，與富鈉的準鋁質或弱過鋁質鈣堿性巖石系列(圖5)的I型花崗巖類的成分特征相一致(Chappell and White，1974)。

圖4 明舒井巖體鋯石U-Pb 年齡諧和圖Fig.4 Zircon U-Pb concordia diagrams for the Mingshujing pluton

圖5 明舒井巖體化學分類圖解(a)TAS 圖解(據(jù)Middlemost，1994);(b)K2O vs. Na2O 圖解;(c)K2O+Na2O-CaO vs. SiO2 圖解(據(jù)Frost et al. ，2001);(d)ANK-ANCK圖解(據(jù)Maniar and Piccoli，1989)Fig.5 Chemical classification of the Mingshujing pluton(a)TAS diagram (after Middlemost，1994);(b)K2O vs. Na2O diagram;(c)K2O +Na2O-CaO vs. SiO2 diagram (after Frost et al. ，2001);(d)ANK-ANCK diagram (after Maniar and Piccoli，1989)

4.4 稀土元素和微量元素

閃長巖的稀土總量中等，∑REE =103.3 ×10-6～166.3×10-6，平均為134.1 ×10-6，輕重稀土分餾較弱(La/Yb)N=7.45 ～11.42)，弱銪負異常(δEu=0.79 ～0.90)，顯示右傾弱銪負異常的稀土模式(圖6a)?；◢弾r的∑REE=147.1 ×10-6，(La/Yb)N=18.4，δEu =0.74，具略強的輕重稀土分餾和中等銪負異常的右傾稀土譜型(圖6a)。輝長巖與輝長閃長巖的稀土特征十分一致，均呈現(xiàn)了右傾弱負銪異常的稀土模式(圖6c)。但與輝長巖相比，輝長閃長巖的稀土總量變化大(∑REE=155.0 ×10-6～265.2 ×10-6)，輕重稀土分餾變化較大。所有不同巖石原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖比較類似的表現(xiàn)為，富集Rb、Ba、Th、K 等LILE、貧HFSE、虧損Nb、Ta、Ti 和P 等(圖6b，d)，與活動陸緣島弧區(qū)巖漿產物地球化學特征一致(Pearce et al.，1984;Marjorie，1989)。此外，巖石均明顯富集Pb，這種富集Pb、虧損Nb 的特征反映巖體形成過程與大陸地殼物質有很大的親緣性，與島弧環(huán)境密切相關。

4.5 Sr-Nd-Pb 同位素

表4 中列出了明舒井巖體不同巖類的Sr-Nd-Pb 同位素結果。根據(jù)對應巖石獲得的巖體形成年齡計算，分別得到閃長巖的(87Sr/86Sr)i=0.705951 ～0.706171，εNd(t)= -1.5～-0.1，二階段Nd 模式年齡(tDM2)介于1183 ～1259Ma 之間，花崗巖的(87Sr/86Sr)i=0.706196，εNd(t)= -0.2，tDM2=1191Ma。輝長巖的(87Sr/86Sr)i=0.705892，εNd(t)=0.1，輝長閃長巖的(87Sr/86Sr)i=0.706176，εNd(t)= -0.2。不難看出，所有巖石具有十分一致的Sr-Nd 同位素組成，均表現(xiàn)為中等偏高的(87Sr/86Sr)i比值、εNd(t)接近于0，模式年齡為中新元古代，說明花崗巖類的源區(qū)主要來自中新元古代陸殼物質。同樣，三類巖石Pb 同位素也十分一致，以高放射性成因Pb 為特征。其中，花崗巖的(206Pb/204Pb)i= 18.380，(207Pb/204Pb)i=15.606，(208Pb/204Pb)i=38.101;閃長巖的(206Pb/204Pb)i=18.165 ～18.256，(207Pb/204Pb)i=15.596 ～15.603，(208Pb/204Pb)i=37.977 ～38.137;輝長巖的(206Pb/204Pb)i=18.126，(207Pb/204Pb)i=15.595，(208Pb/204Pb)i=38.071;輝長閃長巖的(206Pb/204Pb)i=18.207，(207Pb/204Pb)i=15.598，(208Pb/204Pb)i=38.040。

表4 明舒井巖體Sr-Nd-Pb 同位素分析結果Table 4 Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the Mingshujing pluton

5 討論

5.1 巖體形成時代及其成因

明舒井巖體輝長巖、輝長閃長巖、閃長巖以及花崗巖分別獲得443 ± 1Ma(MSWD = 1.09)、449 ± 1Ma(MSWD =0.97)、437 ± 2Ma(MSWD = 1.04)和436 ± 2Ma(MSWD =0.14)的形成年齡。毛啟貴等(2010)在該巖體東部黑云母花崗巖獲得了424 ±4Ma 的形成年齡，該巖體北部地區(qū)也先后確定出一些形成于440 ～423Ma 的花崗巖體(李伍平等，2001;安國堡，2007;趙澤輝等，2007;毛啟貴等，2010;Liu et al.，2011;Mao et al.，2012)，表明北山南部柳園地區(qū)在晚奧陶世-中志留世期間存在一次廣泛的花崗巖漿活動，并在449 ～442Ma 的晚奧陶世，首先發(fā)生基性巖漿的侵入，其后在440 ～424Ma 的早、中志留世出現(xiàn)以花崗巖類巖漿為主的巖漿活動。

巖體地質研究揭示，明舒井巖體以閃長巖為主體，在不同地段出露小規(guī)模的輝長巖和花崗巖體，而且輝長巖與閃長巖存在巨大的體積差，鄰區(qū)也未發(fā)現(xiàn)同期大規(guī)模輝長巖體。由于幔源巖漿經結晶分離作用演化后形成的花崗巖體十分有限(Wager and Brown，1967)，因此作為明舒井巖體主體的中酸性巖類顯然不能由其中幔源巖漿形成輝長巖演化所能形成。另一方面，該巖體中的輝長巖多被閃長巖包裹，二者之間呈漸變過渡關系，巖石成分由輝長巖漸變?yōu)檩x長閃長巖(圖2a)，在輝長閃長巖中發(fā)育快速冷凝條件下結晶的針狀磷灰石礦物等巖漿混合的結構(圖2f)，指示存在巖漿混合作用。此外，巖體中不同類型巖石主微量元素協(xié)變關系也呈現(xiàn)了二元巖漿混合的演變趨勢(圖7)，也證明該巖體為不同源區(qū)巖漿侵入過程混合的產物。

圖6 明舒井巖體稀土(a，c，球粒隕石值據(jù)Boynton，1984)及微量(b，d，原始地幔值據(jù)Sun and McDonough，1989)元素圖解Fig.6 Rare earth (a，c，chondrite values after Boynton，1984)and trace (b，d，primitive mantle values after Sun and McDonough，1989)element spidergrams of the Mingshujing pluton

圖7 明舒井巖體MgO-FeOT(a)和Sr/Zr-Ti/Zr (b)圖解(據(jù)Zorpi et al.，1989)Fig.7 MgO-FeOT(a)and Sr/Zr-Ti/Zr (b)diagrams for the Mingshujing pluton (after Zorpe et al.，1989)

明舒井鋯石U-Pb 定年研究及野外地質觀察結果揭示，輝長巖巖漿活動明顯早于花崗巖類的巖漿活動，出現(xiàn)于晚奧陶世。它們富集輕稀土，具弱銪負異常的右傾REE 模式，微量元素相對富集LILE、虧損HFSE，正的Pb 異常和Nb、Ta、Ti、Zr、P 明顯負異常(圖6)，顯示活動陸緣洋殼俯沖消減帶巖漿活動的地球化學特征(Marjorie，1989)。同位素組成上，輝長巖具中等偏高的(87Sr/86Sr)i(0.705892)、εNd(t)接近于球粒隕石值(+0.1)，在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i圖中落在球粒隕石演化線附近(圖8a)。然而，輝長巖及輝長閃長巖鋯石的εHf(t)變化范圍很大(-12.6 ～+8.3)，且隨鋯石年齡減小，εHf(t)由負向正演變至閃長巖和花崗巖的εHf(t)值范圍(圖8b)。通常，單一源區(qū)的巖漿是不會發(fā)生強烈的同位素分餾使其比值出現(xiàn)如此大的變化。因此，明舒井輝長巖鋯石εHf(t)由負向正值大范圍的規(guī)律性演變，指示該輝長巖體形成過程曾經歷了不同源區(qū)巖漿的混合作用。另一方面，該輝長巖高放射性成因Pb、具明顯Pb 正異常，在(208Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i及(207Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i圖解中，落在北半球參考線右側EMⅡ地幔端元附近(圖8d)接近于大陸上地殼物質的區(qū)域(圖8c，d)，指示它們源自一個經歷了大洋地殼俯沖過程流體作用和大陸上地殼/或大陸沉積物及蝕變洋殼再循環(huán)改造的地幔(李曙光，1994;Dostal et al.，1998;Hofmann，2003;陳駿和王鶴年，2004)。

圖8 明舒井巖體Sr-Nd-Pb 同位素圖解(208Pb/204Pb)i vs. (206Pb/204Pb)i 圖(上地殼，下地殼及地幔演化線據(jù)Zartman and Dos，1981);(207 Pb/204 Pb)i vs. (206 Pb/204 Pb)i 圖(據(jù)Rollinson，1993)Fig.8 Sr-Nd-Pb diagrams of the Mingshujing pluton(208Pb/204Pb)i vs. (206Pb/204Pb)i isotopic correlation diagram (upper crust，lower crustal and mantle evolution curves are from Zartman and Doe，1981);(207Pb/204Pb)i vs. (206Pb/204Pb)i isotopic correlation diagram (after Rollinson，1993)

明舒井巖體的閃長巖和花崗巖的同位素組成高度一致，以較高的(87Sr/86Sr)i，高放射成因Pb，εNd(t)略偏負為特征(表4)。在εNd(t)-(87Sr/86Sr)i和(208Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i及(207Pb/204Pb)i-(206Pb/204Pb)i圖解中落在與輝長巖大致相同的區(qū)域(圖8)。它們的元素地球化學特征也十分一致，均富鈉、低鈣和低鐵鎂，屬準鋁質鈣堿性巖系，稀土和原始地幔標準化圖譜呈現(xiàn)了一定的輕重稀土分餾、具中等或弱銪負異常右傾REE 模式，LILE 相對富集、HFSE 虧損，Nb、Ta 及Sr、P、Ti 明顯負異常，類似于活動陸緣消減帶巖漿活動有關的I 型花崗巖的地球化學特征(Pearce et al.，1984)。但花崗巖較閃長巖富SiO2(70.06%)，高鉀(Na2O/K2O =0.68)、貧CaO(2.16%)，中等負異常的Eu、Sr 和Ba，明顯的Ti、P 負異常(圖6a，b)，說明該花崗巖是由閃長巖經歷了鈦鐵氧化物、磷灰石和少量斜長石分離結晶演化后的產物。然而，與輝長巖明顯不同，閃長巖和花崗巖鋯石的εHf(t)為正值并相對集中，分別為+4.5 ～+12.0 和-1.1 ～+8.6(表4、圖8b)，對應的鋯石tDM2分別介于611 ～999Ma 和788 ～1282Ma(表1、圖9a，b)。由于花崗巖是大陸地殼物質部分熔融的產物，正的εHf(t)值代表源自新生地殼的部分熔融，偏負的εHf(t)值則指示是古老地殼物質部分熔融的產物，與其對應的鋯石Hf 同位素模式年齡則代表了原巖物質從虧損地幔抽取的時間(吳福元等，2007;Belousova et al.，2010;Kr?ner et al.，2014)。因此，明舒井中酸性巖類鋯石Hf 同位素與輝長巖鋯石Hf 同位素的明顯不同表明，花崗巖類與輝長巖類非為同一源區(qū)巖漿演化的產物，而是由新元古代早期的新生地殼物質熔融所形成。

圖9 明舒井巖體鋯石模式年齡直方圖(a)花崗巖;(b)閃長巖Fig.9 tDM2 histograms of the Mingshujing pluton(a)granite;(b)diorite

綜上所述，明舒井巖體形成過程可合理的解釋為:晚奧陶世北山南部柳園地區(qū)大洋地殼俯沖消減發(fā)生洋片脫水，析出的流體進入地幔楔引發(fā)部分熔融，產生基性巖漿底侵于下地殼(Nakamura and Iwamori，2009)上侵形成輝長巖。由于上侵的基性巖漿攜帶的熱使下地殼增溫，又誘發(fā)區(qū)內新元古代新生地殼物質部分熔融產生中酸性巖漿。此后，中酸性巖漿與早期基性巖漿不同程度發(fā)生混合，有限混合的巖漿結晶形成輝長閃長巖，這種有限混合后的巖漿形成的巖石冷凝結晶的鋯石仍記錄了二端元巖漿的屬性，從而出現(xiàn)較大范圍的εHf(t)值。此后，隨著巖漿混合作用的進一步進行，便形成了明舒井巖體主體的石英閃長巖及由其發(fā)生分離結晶演化出的花崗巖。由于巖漿混合過程Sr-Nd-Pb 同位素交換作用較化學成分的交換更易發(fā)生(Lesher，1990)，因此，強烈的巖漿混合作用也造成了明舒井不同巖類Sr-Nd-Pb 同位素高度的均一化。

5.2 形成環(huán)境及其地質意義

北山柳園地區(qū)明舒井巖體輝長巖類形成于449 ～442Ma的晚奧陶世，其后在435Ma 左右的早志留世形成閃長巖和花崗巖類。與此相對應，該區(qū)還出現(xiàn)451Ma 的富Nb 玄武巖、442Ma 的英安巖(Mao et al.，2012)、436Ma 的高鉀鈣堿性鉀長花崗巖(趙澤輝等，2007)和424Ma 的埃達克質花崗巖(毛啟貴等，2010;Mao et al.，2012)。這種由富Nb 玄武巖、英安巖及輝長巖、閃長巖和花崗巖(包括埃達克質花崗巖)等構成的巖石組合與島弧及大陸邊緣弧火成巖組合(鄧晉福等，2007)一致。同時，該期明舒井巖體富鈉，屬鈣堿性巖系，呈現(xiàn)輕重稀土中度分餾，具銪弱負異常的右傾REE 模式，富集LILE、虧損HFSE，Pb 正異常和Nb、Ta、Ti、Zr、P 負異常(圖6)，具活動陸緣洋殼俯沖消減帶島弧巖漿作用的地球化學特征(Marjorie，1989)。同位素組成上，明舒井輝長巖具中等εNd(t)(0.1)，中等偏高的(87Sr/86Sr)i(0.705892)和高放射成因Pb，而鋯石εHf(t)出現(xiàn)負值(-12.6)，與起源于有大陸地殼物質加入和流體作用改造的軟流圈地幔源區(qū)巖漿產物特征一致，這被認為是大洋板片俯沖深度達到榴輝巖相變質后，含水礦物脫水釋放流體進入楔形地幔區(qū)流體交代地幔，同時俯沖板片還攜帶了大陸沉積物再循環(huán)進入地幔發(fā)生部分熔融的結果(Dostal et al.，1998)。柳園地區(qū)451Ma 的富Nb 玄武巖(Mao et al.，2012)和其南部465Ma 古堡泉榴輝巖(Liu et al.，2011)的確定，也佐證了中奧陶世晚期已發(fā)生洋殼的俯沖消減作用。而代表洋殼俯沖的榴輝巖鋯石核部獲得的886Ma 的年齡與其圍巖副片麻巖900Ma 的變質年齡相近(Liu et al.，2011)，指示它們曾一同經歷了新元古代變質事件的改造。同時，圍巖片麻巖中記錄了一次1450Ma 的巖漿事件，暗示俯沖巖片中混入了古老地殼物質。由此，明舒井輝長巖正的Pb 異常(圖6)和中等偏高的(87Sr/86Sr)i，高放射成因Pb(表4)及負的鋯石εHf(t)(表2、圖8)，正是板片俯沖發(fā)生榴輝巖相變質，板片脫水流體進入地幔源區(qū)發(fā)生流體交代作用，同時古老地殼物質也隨消減板片被帶入地幔源區(qū)后發(fā)生部分熔融，形成基性巖漿底侵于下地殼。隨后，由于這些底侵和侵入下地殼的幔源巖漿攜帶的大量熱，使得年輕地殼物質(為新元古代島弧建造或增生楔物質)熱擾動而發(fā)生部分熔融，形成閃長質巖漿并與先期輝長巖發(fā)生混合后又發(fā)生結晶分離作用，最終演化形成花崗巖，成為大洋俯沖消減帶巖漿活動的物質記錄，這一環(huán)境的中酸性巖體也出現(xiàn)于其北部紅柳河地區(qū)(李伍平等，2001)。因此，柳園地區(qū)465 ～435Ma 期間的與俯沖帶相關的島弧區(qū)侵入體以及同期富Nb 玄武巖、英安巖和榴輝巖共同證明，北山南部在中奧陶世晚期洋殼俯沖消減作用已經開始，并一直持續(xù)到早志留世晚期。與此對應，該區(qū)大量438 ～375Ma 花崗巖體，無定向、均一塊狀構造，以近圓形大巖基或巖株侵入于早古生代地層和明舒井巖體中(圖1)，指示了非擠壓環(huán)境侵位的結果。巖石類型以準鋁及過鋁質后碰撞高鉀鈣堿性花崗閃長巖、二長花崗巖和鉀長花崗巖(趙澤輝等，2007;Liu et al.，2011)為主，同時出現(xiàn)I-A 過渡型(李舢等，2011)及A 型花崗巖(李舢等，2009)，與后造山/后碰撞階段高鉀鈣堿性巖漿巖石組合一致(Bonin et al.，1998;Barbarin，1999;肖慶輝等，2002;鄧晉福等，2007)。這標志著，志留紀晚期北山南部大洋俯沖消減已消失殆盡，大洋盆地閉合后轉入弧陸碰撞構造階段，并于早泥盆世演化為后碰撞晚期階段。

6 結論

(1)LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結果揭示，明舒井巖體是在450 ～435Ma 的由基性和中酸性巖漿活動形成的輝長巖和閃長巖及花崗巖類雜巖體。其中，輝長巖富鈣、高鐵、鎂，富輕稀土及LILE、貧HFSE，虧損Nb、Ta、Ti、Zr 和P，Pb 正異常;閃長巖和花崗巖富鈉，低鈣、低鐵、鎂，為準鋁質鈣堿性巖系，它們富集LREE 和LILE、HFSE 虧損，Nb、Ta 及Sr、P、Ti 明顯負異常，與消減帶構造巖漿作用地球化學特征一致，代表北山南部早古生代晚奧陶世～早志留世晚期與大洋俯沖消減作用有關的構造巖漿事件。

(2)明舒井巖體的輝長巖來源于受消減組分和流體作用改造的地幔部分熔融，由此形成的幔源巖漿底侵下地殼，誘發(fā)區(qū)內新元古代新生地殼物質部分熔融產生中酸性巖漿。此后，中酸性巖漿與早期基性巖漿不同程度混合形成輝長閃長巖，隨著巖漿混合作用的進一步增強和演化，形成了明舒井巖體主體的石英閃長巖和由其發(fā)生分離結晶演化后的花崗巖。

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