西昆侖南屏雪山地區奧陶紀弧型輝長巖的發現及其地質意義*

楊志浩 劉曉強 張傳林 木熱地里·馬合木提

（1.新疆中亞造山帶大陸動力學與成礦預測自治區重點實驗室 烏魯木齊 830017；2.新疆大學地質與礦業工程學院 烏魯木齊 830017；3.河海大學海洋學院 南京 210098）

西昆侖造山帶位于青藏高原西北緣，在大地構造位置上屬于中國中央造山帶（西昆侖—東昆侖—祁連—秦嶺—大別—蘇魯造山帶）的最西端（姜春發等，2000），其東與東昆侖連接，西與帕米爾高原相鄰（圖1a）。作為特提斯構造域的重要組成部分，西昆侖造山帶自新元古代晚期以來經歷了原特提斯、古特提斯及新特提斯等階段長期的構造演化過程，記錄了最完整特提斯構造演化的關鍵地質信息（潘裕生，1994；Jiang et al.，2002；Xiao et al.，2002，2003；Robinson et al.，2004；張傳林等，2019；任文林等，2023）。其中，西昆侖造山帶早古生代構造演化與原特提斯洋的打開、俯沖、消減及閉合密切相關（潘裕生等，1996；Mattern et al.，2000；Jiang et al.，2002；Xiao et al.，2002，2005；Zhang et al.，2007，2018a；Liu et al.，2019，2023；Yin et al.，2020）。盡管前人對西昆侖早古生代巖漿活動進行了大量研究，然而受限于惡劣的自然環境、不利的交通條件及有限的地質基礎資料，學者們對區內原特提斯洋構造演化觀點不一，尤其是關于原特提斯洋俯沖極性存在著較大爭議。一部分學者認為在中-晚奧陶世西昆侖造山帶為原特提斯洋南向俯沖島弧環境（Liao et al.，2010；Zhang et al.，2018a，2018b，2019；張傳林等，2019；Wu et al.，2021），或北向俯沖活動大陸邊緣環境（Xiao et al.，2003；袁超等，2003；陶再禮等，2022）。還有學者認為早古生代原特提斯洋發生了南北雙向俯沖（Xu et al.，2004；張輝善等，2016，2020；胡軍等，2017；Zhu et al.，2018；Xu et al.，2021）。此外，也有學者持有不同觀點認為在晚寒武世—早奧陶世原特斯洋發生了由南向俯沖轉換為北向俯沖的俯沖極性轉變（Xiao et al.，2002，2003）。

具有特殊巖石組合的巖漿巖能夠為構造環境的判別提供重要約束，如埃達克巖—高鎂安山巖—弧火山巖或與之對應的侵入巖、富Nb 玄武質巖石的共生組合通常與俯沖相關環境有關，被認為是島弧環境下俯沖板片熔融的產物（Kepezhinskas et al.，1996；Sajona et al.，1996；Aguillón-Robles et al.，2001；Defant and Kepezhinskas，2001）。其中，富Nb 玄武質巖石通常發育于弧前環境中，最近也有高鎂安山巖—弧火山巖—富Nb 玄武質巖石組合發育在弧后環境中的報道（Liu et al.，2017；Gao et al.，2018）。關于富Nb 玄武質巖石的巖石成因目前主要有3 種觀點：1）俯沖板片熔融成因埃達克質熔體交代的地幔楔部分熔融（Kepezhinskas et al.， 1996； Sajona et al.， 1996； Wang et al.，2007，2008；Thorkelson et al.，2011；路增龍等，2020；Zhang et al.，2022）；2）虧損地幔與非均質幔源組分（如OIB 和MORB 混合）部分熔融（Paterno，2002）；3）俯沖沉積物改造的軟流圈地幔部分熔融（Zhang et al.，2023）。

近期，筆者所在課題組在西昆侖南部南屏雪山地區新發現一套弧型特征的奧陶紀（476～471 Ma）輝長巖，其中部分樣品具典型的富Nb 特征。該套輝長巖能夠為我們更好理解西昆侖造山帶原特提斯洋構造演化提供重要信息。本文報道了這一新發現的早古生代輝長巖的巖石學、巖石地球化學、全巖Sr-Nd 同位素和鋯石U-Pb 年代學，在探討其巖石成因、源區組成的基礎上，為約束西昆侖地區原特提斯洋構造演化提供新的線索。

1 地質背景和樣品特征

西昆侖造山帶自北向南被昆侖北緣斷裂、康西瓦斷裂和紅山湖—喬爾天山斷裂依次劃分為北昆侖地體（NKT）、南昆侖地體（SKT）、麻扎爾—甜水海地體（MZT-TSH）及喀喇昆侖地體（KAT）4 個構造單元（圖1b；Jiang et al.，2002；Zhang et al.，2007；張傳林等，2019）。北昆侖地體又被稱為鐵克里克地體，位于昆侖北緣斷裂以北，被認為是隆起的塔里木基底（Zhang et al.，2007，2016；Wang et al.，2014），該地體主要由前南華紀結晶基底、南華—寒武紀沉積蓋層及古生代沉積巖組成（Zhang et al.，2007，2016；Wang et al.，2014）。南昆侖地體位于昆侖北緣斷裂與康西瓦斷裂之間，主要巖石單元為賽圖拉群，該群主要由一套變質程度不一的火山—碎屑巖組成（高綠片巖相至角閃巖相），巖石組合包括黑云石英（長石）片（麻）巖、絹云綠泥石英片巖、長石石英變粒巖、斜長角閃（片麻）巖及透輝石大理巖等（張傳林等，2019）。由于賽圖拉群經歷了綠片巖相到角閃巖相為主的變質作用，且在缺少可靠同位素年代學和古生物學證據的前提下，該群長期被認為是前寒武紀基底（新疆維吾爾自治區地質礦產局，1999；韓芳林等，2004；崔建堂等，2007；張占武等，2007）。近期有學者通過對該群中變火山巖及花崗質侵入巖的年代學測定，將該群的主體沉積時代限定為早古生代（Zhang et al.，2019）。由于賽圖拉群在巖石組合、沉積年齡、變質程度和變形特征上與西昆侖西段塔什庫爾干地體布倫闊勒群較為相似，因此兩者被認為共同構成了原特提斯洋南向俯沖過程中形成的巨型早古生代俯沖增生雜巖（Zhang et al.，2018b，2019；張傳林等，2019，2022；Liu et al.，2023）。

麻扎爾—甜水海地體位于康西瓦斷裂和紅山湖—喬爾天山斷裂之間，主要由太古宇麻扎爾雜巖（Ji et al.，2011；張傳林等，2019）、新元古界甜水海群（Zhang et al.， 2018b； 張傳林等，2019）、顯生宇沉積巖及侵入其中的各類巖漿巖組成（圖1b）。太古宇麻扎爾雜巖以二云母石英長石片（麻）巖、變粒巖及斜長角閃巖互層以及少量黑云石英片巖組成，被840～830 Ma 新元古代花崗（閃長）巖侵入，是目前為止西昆侖唯一確定的早前寒武紀巖石組合（Zhang et al.，2018a；張傳林等，2019）。新元古界甜水海群主要為一套濱?！獪\海相變質碎屑巖夾灰巖、大理巖夾硅質巖、灰巖等。甜水海群南側與志留系溫泉溝群呈斷層接觸，西側奧陶系冬瓜山組不整合覆蓋于甜水海群之上，地層整體呈南傾單斜地層。侵入甜水海群的早古生代輝長巖與花崗巖（～530 Ma；Hu et al.，2016；胡軍等，2017）及碎屑鋯石高精度U-Pb 定年結果（最年輕年齡約為740 Ma；Zhang et al.，2018b），表明甜水海群的沉積時代在740～530 Ma之間（南華紀）。甜水海群與麻扎爾雜巖共同組成的麻扎爾—甜水海地體被認為是目前為止西昆侖造山帶中識別出來的唯一可靠的前寒武紀地體（張傳林等，2019，2022），近年來該地體內不同類型早古生代巖漿巖也被逐漸識別出來（Hu et al.，2016；張輝善等，2016，2020；胡軍等，2017；和志鵬等，2018；Liu et al.，2019；Yang et al.，2022）。

本次研究的輝長巖樣品采集于南屏雪山復式巖體（圖2）。區內輝長巖呈巖株狀、巖脈狀侵入至寒武紀花崗質巖中（圖3a、圖3b）。輝長巖呈灰黑色，細粒至粗粒結構，塊狀構造，部分含長石或輝石斑晶。主要造巖礦物包括單斜輝石、斜長石、角閃石、黑云母（圖3c、圖3d），其中單斜輝石含量約15%～25%，粒徑0.2～0.6 mm，多呈半自形—自形短柱狀，完全解理較為發育；斜長石含量約35%～45%，粒徑0.1～0.5 mm，多為半自形—自形板狀或長條狀，可見聚片雙晶；角閃石含量約15%～20%，以半自形—它形粒狀為主；黑云母含量約3%～6%，呈片狀。

圖2 西昆侖南屏雪山地區地質簡圖（據1∶50 000 區域地質圖改繪）Fig.2 Simplified geological map of the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt（modified from the 1∶50 000 regional geological map）

圖3 西昆侖南屏雪山輝長巖野外（a、b）和顯微（c、d）照片Hb.角閃石；Cpx.單斜輝石；Pl.斜長石Fig.3 Field（a，b）and thin section photos（c，d）of the Ordovician gabbro from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt

2 分析方法

2.1 全巖主、微量元素分析

全巖主量、微量元素分析分別在廣州澳實礦物實驗室和西北大學大陸動力學國家重點實驗室完成。主量元素分析使用X 熒光光譜分析法（XRF），分析前將樣品放入偏硼酸鋰溶液中熔融，分析結果精度約為±1%，詳細分析方法參考Yuan et al.（2010）。微量元素分析使用ELAN DRC-e ICP-MS 測定，分析精度約為±5%，詳細分析方法參考Gao et al.（2002）。相關分析結果及參數見表1。

表1 西昆侖南屏雪山地區奧陶紀輝長巖主量元素/%與微量元素/×10-6分析結果Table 1 Major/% and trace elements /×10-6 analysis results of the Ordovician gabbros from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt

2.2 鋯石U-Pb 測年

鋯石U-Pb 同位素年齡測試在中國地質調查局天津地質礦產研究所完成，采用激光燒蝕多接收器等離子質譜（LA-MC-ICPMS）完成鋯石U-Pb 定年分析。鋯石顆粒經過人工重砂、電磁初選后在雙目顯微鏡下手工挑選，在分析前使用環氧樹脂將樣品固定在玻璃板上并進行拋光處理，使用透射光、反射光及陰極發光（CL）觀察鋯石內部結構以確定測試點。詳細分析方法參考耿建珍等（2011），使用測試的204Pb 含量對所得年齡結果進行普通鉛校正（Andersen，2002），U-Pb 諧和圖及加權平均年齡計算使用Isoplot 3.0 繪制（Ludwig，2003），數據誤差為1σ，置信區間為95%。數據分析結果見表2 及表3。

表2 西昆侖南屏雪山奧陶紀輝長巖（2019KL060.1）LA-MC-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結果Table 2 LA-MC-ICP-MS analysis results of zircon U-Pb dating data of the Ordovician gabbros（2019KL060.1）from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt

表3 西昆侖南屏雪山奧陶紀輝長巖（2019KL060.2）LA-MC-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結果Table 3 LA-MC-ICP-MS analysis results of zircon U-Pb dating data of the Ordovician gabbros（2019KL060.2）from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt

2.3 全巖Sr-Nd 同位素分析

全巖Sr-Nd 同位素分析在中國地質調查局天津地質礦產研究所使用多接收電感耦合等離子體質譜儀（MC-ICPMS）完成，詳細分析方法參考Li et al.（2004）。 使用86Sr/88Sr = 0.119 4 和146Nd/144Nd =0.721 9 對Sr 和Nd 同位素比值進行校正。分別采用國際標樣NBS-987 標準87Sr/86Sr = 0.710 25 和JNdi-1標準143Nd/144Nd = 0.512 115 對87Sr/86Sr 和146Nd/144Nd進行校正。同位素分析結果見表4。

表4 西昆侖南屏雪山奧陶紀輝長巖全巖Sr-Nd 同位素分析結果Table 4 Whole-rock Sr-Nd isotopic compositions of the Ordovician gabbros from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt

3 分析結果

3.1 主、微量元素特征

8 件輝長巖樣品的主量、微量元素分析結果見表1。野外和鏡下觀察表明輝長巖樣品受后期蝕變作用較為強烈，可能會對活動性元素含量產生影響，因此本文使用不活動性元素對南屏雪山輝長巖巖石類型及成因進行討論和判別。在扣除燒失量重新100%標準化后，南屏雪山輝長巖樣品SiO2含量在51.27%～56.65%之間，平均含量為53.65%；Al2O3含量在14.32%～16.91% 之間，平均含量為15.56%；MgO 含量在2.98%～7.59%，平均含量為5.05%；TiO2含量在1.2%～2.53%，平均含量為1.77%；K2O 含量在0.94%～1.72%之間，平均含量為1.37%；Na2O 含量在3.07%～4.23%，平均含量為3.68%（表1）。在TAS 圖解中（圖4a），由于輝長巖樣品SiO2含量較高，8 件輝長巖樣品大多落在輝長巖/輝長閃長巖區域；在AFM 圖解中（圖4b）所有輝長巖樣品表現出拉斑系列趨勢。

圖4 西昆侖南屏雪山地區奧陶紀輝長巖TAS（a.據Middlemost，1994）和AFM 圖解（b.據Irvine and Baragar，1971）Fig.4 TAS（a.after Middlemost，1994）and AFM（b.after Irvine and Baragar，1971）diagrams of the Ordovician gabbros from the Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt

南屏雪山輝長巖樣品稀土元素含量（ΣREE）較高，為80.3×10-6～82.75×10-6，在球粒隕石標準化稀土元素配分圖上（圖5a），樣品呈現明顯的輕稀土富集（（La/Yb）N= 2.85～4.11）、重稀土相對虧損（（Ho/Yb）N= 1.07～1.15）及輕微負Eu 異常（Eu/Eu*= 0.72～0.97）的右傾型配分型式。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中（圖5b），輝長巖樣品顯示出富集大離子親石元素（Rb、Th、U、K）和輕稀土元素，明顯虧損Nb、Ta、Sr 等元素，具明顯的Nb-Ta 槽（Nb/La = 0.39～0.53），P、Ti 表現出輕微虧損，表現出典型弧型巖漿巖特征。

圖5 西昆侖南屏雪山輝長巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖（a）和原始地幔標準化微量元素蛛網圖（b）（標準化數值據Sun and McDonough，1989）N-MORB、E-MORB 和OIB 值據Sun and McDonough，1989；沖繩海槽玄武巖數據據Shinjo et al.，1999，代表初始伸展階段弧后盆地玄武巖；馬里亞納海槽玄武巖數據據Straub et al.（2015），代表成熟擴張階段弧后盆地玄武巖Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns（a）and primitive mantle-normalized trace element spidergram（b）of the Ordovician gabbros from Nanpingxueshan area，West Kunlun orogenic belt（normalization values after Sun and McDonough，1989）

相較于典型島弧玄武巖，輝長巖中有5 個樣品具有較高的Nb 含量（7.64～14.08），Nb/Ta 比值（14.67～18.14），Nb/U 比值（4.7～12.82）與Nb/La比值（0.48～0.53）較高，（Nb/La）N比值在0.46～0.51 之間，基本符合富Nb 玄武巖特征（Sajona et al.，1993，1996）。雖然富Nb 輝長巖的稀土元素及微量元素總量較高，但南屏雪山輝長巖的稀土元素配分曲線與微量元素蛛網圖整體上較為一致（圖5a、圖5b），均類似于沖繩海槽弧后盆地玄武巖配分模式（Shinjo et al.，1999）。

3.2 鋯石U-Pb 年齡

對南屏雪山奧陶紀輝長巖進行了鋯石U-Pb 定年分析（2019KL060.1 和2019KL060.2），詳細分析結果見表2 及表3。2019KL060.1 樣品中鋯石粒徑約70～150 μm，長寬比約為1.5∶1～2∶1，透明無色，以自形—半自形柱狀晶型為主。陰極發光圖像顯示這些鋯石發育有清晰的巖漿振蕩環帶，結合較高的Th/U 比值（0.27～1.08），表明其為典型的巖漿成因鋯石。 對該樣品進行了鋯石LA-MC-ICPMS U-Pb 同位素測試，其Th（225×10-6～2 603×10-6）、U（832×10-6～3 103×10-6）與232Th/238U值（0.27～1.09）變化較大。在33 個測試點中有3 個點的鋯石年齡諧和度較差（2019KL060.1.10、2019KL060.1.14、2019KL060.1.19），可能是這些鋯石的207Pb 含量較低導致的。其余30 個分析點得到的206Pb/238U 年齡范圍介于482～465 Ma 之間，絕大部分分析點均位于206Pb/238U 和207Pb/238U 諧和線上，其加權206Pb/238U 年齡為471.5±2.3 Ma（MSWD =0.33；圖6a）。

圖6 南屏雪山輝長巖鋯石U-Pb 年齡諧和圖與加權年齡直方圖Fig.6 Concordia diagrams of zircon U-Pb ages and histograms of 206Pb/238U age for the Nanpingxueshan gabbros

圖7 西昆侖南屏雪山奧陶紀輝長巖Harker 圖解Fig.7 Harker diagrams of the Ordovician Nanpingxueshan gabbros，West Kunlun orogenic belt

2019KL060.2 樣品中鋯石粒徑約50～130 μm，長寬比約為1∶1～2∶1，透明無色，以柱狀晶型為主，自形程度較好。在陰極發光圖像下表現出明顯的巖漿振蕩環帶，Th/U 比值較高（0.38～2.43），具典型巖漿成因鋯石特征。LA-MC-ICPMS分析結果顯示，其具有變化范圍較大的Th（140×10-6～15 417×10-6）、U（325×10-6～6 354×10-6）與232Th/238U值（0.38～2.42）。在32個測試點中有3個點206Pb/238U年齡較老或年輕（2019KL060.2.6、2019KL060.2.11、2019KL060.2.26），3 個點206Pb/238U 和207Pb/235U 年齡不 諧 和 （2019KL060.2.9、 2019KL060.2.27、2019KL060.2.29）。其余26 個分析點206Pb/238U 年齡范圍介于482～462 Ma 之間，所有分析點表現出較好的諧和性，其加權206Pb/238U 年齡為476.1±2.2 Ma（MSWD = 0.68；圖6b）。該年齡與2019KL060.1 年齡在誤差范圍內一致，代表了南屏雪山輝長巖結晶年齡。

3.3 全巖Sr-Nd 同位素特征

對南屏雪山輝長巖進行了全巖Sr-Nd 同位素分析，分析結果見表4。輝長巖樣品顯示出較高的初始87Sr/86Sr 值（0.706 4～0.709 9）和虧損的εNd（t）值（2.84～4.04）（圖9d， 表4）。 樣品中147Sm/144Nd（0.147～0.155 9）、143Nd/144Nd（0.152 6～0.152 7）和εNd（t）值（2.84～4.04）變化范圍較小，87Sr/86Sr（t）值（0.703 6～0.709 4）變化范圍較大，二階段Nd 模式年齡（TDM2）為0.97～0.87 Ga。

4 討 論

4.1 蝕變影響及AFC 過程

南屏雪山輝長巖LOI 值（0.66%～1.88%）變化較為明顯，且在薄片中能夠觀察到明顯蝕變現象，因此，需要討論蝕變對其地球化學組成尤其是對活動性元素的影響。在低級變質作用和蝕變等巖漿后期作用過程中，Zr 是最不易移動的元素，因此常用Zr 元素與其他元素之間的相關性來判斷元素遷移性（Pearce， 1982； Pearce et al.， 1992；Pearce and Stern，2006）。如圖8 所示，Zr 與高場強元素（如Nb）、稀土元素（如Nd）、Hf 等表現出明顯的正相關關系，而與一些大離子親石元素（如Rb、Ba、Sr）及K2O、Na2O 沒有顯著相關性，表明南屏雪山輝長巖在后期巖漿活動過程中高場強元素、稀土元素及Hf 等元素相對穩定，可用于巖石成因的討論。

圖8 西昆侖南屏雪山輝長巖Zr-K2O、Zr-Na2O、Zr-Rb、Zr-Nb、Zr-Th、Zr-Ba、Zr-Hf、Zr-Nd、Zr-Sr 圖解Fig.8 Zr-K2O，Zr-Na2O，Zr-Rb，Zr-Nb，Zr-Th，Zr-Ba，Zr-Hf，Zr-Nd，Zr-Sr diagrams of the gabbros from Nanpingxueshan，West Kunlun orogenic belt

本次研究的鎂鐵質巖石樣品顯示出較高的SiO2含量（50.43%～56.34%），變化較大的MgO（2.95%～7.47%）、Cr（5.33×10-6～255.48×10-6）、Ni（2.32×10-6～60.8×10-6）及REE 總量（82.70×10-6～180.34×10-6），暗示其原巖巖漿可能經歷了同化混染和分離結晶（AFC）過程。南屏雪山輝長巖具有較高的SiO2值，且具有明顯的Nb、Ta 等高場強元素負異常及低的Nb/La 比值（0.39～0.53），暗示其源區或在其侵位過程中可能存在大陸地殼物質或俯沖板片物質的參與。在AFC 過程中，εNd（t）值與Mg#一般表現為正相關關系（DePaolo，1981），然而在εNd（t）-Mg#圖解中，南屏雪山輝長巖正相關關系并不明顯（圖11a），εNd（t）為正值且變化范圍較小，表明輝長巖巖漿在上升過程中并未發生明顯的同化混染。大陸地殼有著較低的εNd（t）、Nb/La與Nb/Th 比值，較高的87Sr/86Sr（t）值（Rudnick and Gao，2003），因此大陸地殼的同化混染作用會明顯導致εNd（t）、 Nb/La 與Nb/Th 比值的降低與87Sr/86Sr（t）值的升高。然而，南屏雪山輝長巖的εNd（t）、Nb/La 及Nb/Th 比值均并未發生明顯變化（圖9a、9d，圖11b），進一步表明在其形成過程同化混染作用并不明顯。在Nb/U-Nb 圖解中（圖9b），南屏雪山弧型輝長巖Nb/U 值（4.7～12.82）與甜水?；⌒洼x長巖比值較為接近，且兩者均具有較低的Nb/La 值（＜0.6），暗示其地幔源被俯沖板片相關物質交代，而非是受地殼物質同化混染影響。

圖9 南屏雪山輝長巖Nb/La-MgO（a）、Nb/U-Nb（b）、Th/Yb-Nb/Yb（c.據Pearce，1982）和全巖εN（dt）-87Sr/86S（rt）（d）圖解圖a，b 中島弧玄武巖據Kepezhinskas et al.，1996；甜水海地體弧型輝長巖與輝長巖脈數據據Zhang et al.，2018a 和Liu et al.，2019；N-MORB、E-MORB、OIB 數據據Sun and McDonough，1989；大洋沉積物數據據Hofmann，2007Fig.9 Nb/La-MgO（a），Nb/U-Nb（b），Th/Yb-Nb/Yb（c.after Pearce，1982）and whole-rock εN（dt）-87Sr/86S（rt）（d）diagrams of gabbros from Nanpingxueshan

圖10 南屏雪山輝長巖2Nb-Zr/4-Y 三端元圖解（a.據Meschede，1986）與V（-Ti/1000）圖解（b.據Shervais，1982）圖a 中，A1.板內堿性玄武巖；A2.板內堿性玄武巖與拉斑玄武巖；B.地幔柱洋中脊玄武巖；C.板內拉斑玄武巖與火山弧玄武巖；D.火山弧玄武巖與正常洋中脊玄武巖；圖b 中，IAT.島弧拉斑玄武巖；MORB.洋中脊玄武巖；OIB.洋島玄武巖；BBAB.弧后盆地玄武巖沖繩海槽玄武巖及馬里亞納海槽玄武巖數據來源同圖5；弧后盆地玄武巖數據據Shervais，1982Fig.10 2Nb-Zr/4-Y triangular diagram（a.after Meschede，1986）and V（-Ti/1000）diagram（b.after Shervais，1982）of the gabbros from Nanpingxueshan

圖11 南屏雪山奧陶紀輝長巖εNd（t）-Mg#（a）、MgO-Nb/Th（b）、La-La/Sm（c）與La/Sm-Nb（d）判別圖解Fig.11 εNd（t）-Mg#（a），MgO-Nb/Th（b），La-La/Sm（c）and La/Sm-Nb（d）diagrams for the Ordovician gabbros from Nanpingxueshan area

在Harker 圖解（圖7）中，南屏雪山輝長巖MgO與Cr、Ni 含量顯示為正相關關系，表明可能存在橄欖石和/或斜方輝石的分離結晶，此外MgO 與Fe2O3、TiO2含量呈負相關關系，暗示存在Fe-Ti 氧化物分離結晶作用。值得注意的是，樣品中富Nb特征的輝長巖的SiO2、CaO、Al2O3、Cr、Ni 和MgO與其他正?；⌒洼x長巖相同元素之間線性關系較為明顯，并且富Nb 輝長巖SiO2含量更高，MgO 含量更低，表明富Nb 輝長巖可能是由正?；⌒洼x長巖演化形成的。同時分離結晶模式也不能解釋富Nb 輝長巖REE、Nb 含量較高的情況。此外，在La-La/Sm 及La/Sm-Nb 圖解中（圖11c、圖11d）輝長巖表現出部分熔融趨勢而非分離結晶也證明了這一點。綜上所述，我們認為南屏雪山輝長巖在形成過程中并未受到明顯的地殼混染與分離結晶影響。

4.2 巖漿源區及成因

南屏雪山輝長巖具有相對虧損的全巖Nd 同位素（εNd（t）= 2.84～4.04），在微量元素蛛網圖上表現出明顯的Nb-Ta 虧損，富集輕稀土元素與大離子親石元素，虧損高場強元素，呈典型弧型特征（圖5b；Rudnick and Gao，2003）。這些特征可歸因于：1）地殼物質的同化混染作用（Rudnick and Gao，2003）；2） 再循環沉積物或俯沖帶流體/熔體交代作用對巖漿源區的影響（Hawkesworth et al.，1997）；3）含Ti 氧化物（如金紅石）的分離結晶作用。如前文所述，可以排除地殼混染和分離結晶的影響。南屏雪山輝長巖表現出的微量元素與稀土元素配分模式（圖5）及全巖Nd 同位素（圖9d）與甜水?；⌒洼x長巖地球化學及同位素特征較為相似（圖9a、 圖9b、 圖9d； Zhang et al.， 2018a，2018b；Liu et al.，2019），表明兩者可能有著相同的地幔源區，即均來自于被俯沖帶流體/熔體交代的虧損地幔端元。

上文提及南屏雪山輝長巖并未受到明顯的大陸地殼同化混染影響，Ishizuka et al.（2003）認為俯沖板片物質有可能直接參與到弧后盆地地幔源區的部分熔融從而改變地幔源區物質組成。南屏雪山輝長巖的Ce/Pb、Nb/U 與Nb/La 比值偏低也說明巖漿源區存在俯沖板片物質的加入。在Th/Yb-Nb/Yb圖解中所有樣品均位于MORB-OIB 趨勢線之上，顯示出較高的Th/Yb（0.57～1.42）和Nb/Yb（1.84～2.78）比值，進一步表明俯沖板片物質對地幔源區的貢獻（圖9c；Pearce，1982）。一般認為，俯沖板片成因流體更加富集流體活動性元素（如Rb、Sr、Ba、U 等），而俯沖板片成因富水熔體更加富集Th及LREE（Elliott et al.，1997；Hawkesworth et al.，1997；Singer et al.，2007；Zheng，2019）。如圖12所示，南屏雪山輝長巖具有變化較大的Ba/Th（36.27～103.84）、相對穩定的Th/Nb（0.22～0.6）及（La/Yb）N（2.86～4.11），兩者表現出熔體相關富集趨勢，表明俯沖板片交代介質應為板片熔體而非板片流體。結合較為虧損的Nd 同位素（εNd（t） =2.84～3.18）與微量元素特征，我們認為南屏雪山輝長巖巖漿源區可能為受俯沖板片熔體不同程度交代的虧損地幔。

圖12 南屏雪山輝長巖Ba/Th-（La/Yb）N（a）與Ba/Th-Th/Nb（b）判別圖解Fig.12 Ba/Th-（La/Yb）N（a）and Ba/Th-Th/Nb（b）diagrams for gabbros from Nanpingxueshan

值得注意的是，盡管南屏雪山弧型輝長巖Nb含量差異較為明顯，但其具有相似的Nb/La 比值（圖9a），可能是由于分離結晶或部分熔融程度不一所致。由于弧型輝長巖MgO 與Nb 之間并未顯示出明顯的相關性，不大可能是分離結晶導致。兩種類型（富Nb 與正?；⌒停┹x長巖的La/Sm 與Nb 之間的正相關關系（圖11d）表明Nb 含量隨著部分熔融程度的增加而增加，因此它們的成因可能與交代地幔部分熔融程度有關。

對于富Nb 輝長巖，在原始地幔均一標準化圖中具明顯Nb-Ta 負異常（圖5b），低Nb/La（0.48～0.53）與高的Na2O/K2O 比值表明其地幔源區不存在類似于OIB 的組分，不大可能是由虧損地幔與非均質幔源組分（如OIB 和MORB 混合）部分熔融所形成。俯沖沉積物在高場強元素殼幔循環過程中起著重要作用（Zhang et al.，2023），沉積物熔體具高Th/Ce 值（＞0.1）、極低的Nb/La（＜0.1）和負的εNd（t）值（Plank and Langmuir，1998），這些地球化學與同位素特征與富Nb 輝長巖不一致，因此也不大可能是由俯沖沉積物改造軟流圈地幔形成。相較于板片流體，板片熔體中富集更多的Nb 和Ti，富Nb-Ti 板片熔體交代上覆地幔楔能夠產生富Nb、Ti 和Na2O 的角閃石和鈦鐵礦，含Nb-Ti 的角閃石在進一步的地幔熔融過程中分解形成富鈮玄武質熔體（Sajona et al.，1994，1996；Polat and Kerrich，2001）。因此，我們認為南屏雪山富Nb 輝長巖成因更偏向于含鈮的俯沖板片熔體交代上覆地幔橄欖巖后發生部分熔融形成，這也與南菲律賓地區發現的富鈮玄武質熔巖成因有一定相似之處（Paterno，2002）。

4.3 構造屬性

南屏雪山輝長巖在2Nb-Zr/4-Y 三端元圖解中均落入板內拉斑玄武巖和火山弧玄武巖區域（圖10a），同時在AFM 圖解中具典型拉斑趨勢（圖4b）?；『笈璧匦鋷r（BABB）形成于匯聚型板塊邊界，在早期演化過程中由于受俯沖板塊影響較大，其微量元素地球化學特征通常表現為典型島弧玄武巖特征（俞恂等，2020）。全巖地球化學特征顯示輝長巖具有高的Ti/V 比值（35.87～63.29），在Ti/V 圖解中樣品基本落入弧后盆地玄武巖區域，具有弧后或弧前盆地玄武巖特征（圖10b；Shervais，1982），表明其形成于伸展構造環境。通常認為，弧前與弧后盆地玄武巖在以下兩個方面存在差異（Tamura et al.，2005；Ishizuka et al.，2009；Reagan et al.，2010）：1）弧前盆地玄武巖多以低鉀拉斑系列為主，弧后盆地玄武巖則以中鉀拉斑至鈣堿性系列為主，且有著更高的K2O、Na2O、Zr/Ti、Ti/V 值；2）弧前玄武巖相較于弧后盆地玄武巖更加虧損大離子親石元素，Nb、Th、U 含量較高，這與南屏雪山輝長巖地球化學特征明顯不符（圖5b）。在空間分布上，弧前盆地更加接近縫合帶的位置。年代方面，弧前盆地的形成時代與大洋俯沖起始時間較為接近。然而，南屏雪山輝長巖所在位置遠離縫合帶，且其年齡（476～471 Ma）相較于原特提斯洋南向俯沖起始時間（約530 Ma；Zhang et al.，2018a，2018b，2019；Liu et al.，2019）較為年輕。在稀土元素配分模式和微量元素蛛網圖中（圖5a、圖5b），不同于以馬里亞納海槽玄武巖為代表的成熟擴張階段弧后盆地玄武巖，南屏雪山輝長巖稀土與微量元素配分模式更接近以沖繩海槽弧后盆地玄武巖為代表的初始伸展環境下弧后盆地玄武巖。因此，從地球化學特征和區域地質背景來看，我們認為南屏雪山奧陶紀輝長巖更可能形成于初始弧后伸展環境中，代表著弧后盆地的打開。

西昆侖造山帶在早古生代經歷了俯沖、增生、碰撞、閉合過程，形成了復雜的海溝—弧—弧后盆地體系，這一過程與原特提斯洋構造演化密不可分（潘裕生等，1996；Xiao et al.，2003；Liao et al.，2010；Liu et al.，2019），然而長期以來前人對原特提斯洋洋盆所在位置觀點不一。部分學者認為庫地—其曼于特蛇綠巖帶代表了原特提斯洋盆，是原特提斯早期演化的產物（Yuan et al.，2002；楊軍等，2015），而康西瓦—蘇巴什蛇綠巖帶則代表了弧后盆地。也有學者持有不同觀點，認為庫地—其曼于特蛇綠巖是弧后盆地閉合后的產物，相反麻扎—康西瓦—蘇巴什蛇綠巖代表了原特提斯洋盆（Wang et al.，2001；Yang et al.，2020；Zha et al.，2022；Sui et al.，2023）。在筆者的模式中，康西瓦斷裂一線可能為原特提斯的初始俯沖帶位置，隨著早期原特提斯增生造山作用，以南昆侖為代表的增生雜巖的形成使得俯沖帶迅速北移，而庫地蛇綠巖是原特提斯洋盆的殘留，被增生至增生雜巖內。至于蘇巴什蛇綠巖，可能與庫地蛇綠巖一樣，作為原特提斯洋在西昆侖造山帶最東端的殘余洋組分增生在臨近地體內。

侵入甜水海群北側的530～520 Ma 大陸弧型輝長巖表明原特提斯洋南向俯沖開始于530 Ma 前，代表著初始俯沖的開始，這一過程導致了麻扎爾—甜水海地體北緣初始巖漿弧的形成（圖13a；Hu et al.， 2016； Zhang et al.， 2018a， 2018b， 2019；Liu et al.，2019，2023；任文林等，2023）。約476 Ma 時隨著原特提斯洋持續南向俯沖，俯沖板片后撤，板片俯沖角度增加，在甜水海地體內誘發了初始弧后伸展，導致了弧后盆地的打開，從而形成奧陶紀南屏雪山富Nb 輝長巖與正?；⌒洼x長巖。位于甜水海群西南側的465 Ma 冬瓜山群OIB 型枕狀玄武巖（Yang et al.，2022）則代表著弧后盆地的形成，南屏雪山弧型輝長巖形成時間早于OIB 型枕狀玄武巖約15～10 Ma，則暗示了弧后巖石圈的初始伸展。奧陶紀輝長巖侵入至新元古界甜水海群中?？臻g上冬瓜山群主要位于新元古界甜水海群西南側，而輝長巖所在的南屏雪山侵入雜巖主要位于甜水海群內（圖1）；時間上輝長巖（476～471 Ma；本文）相較于OIB（465 Ma；Yang et al.，2022）早了約15～10 Ma。冬瓜山群枕狀構造OIB 表明了這一地區奧陶紀洋盆的發育。結合輝長巖與冬瓜山群對新元古界甜水海群的相對位置和冬瓜山群內OIB 形成時間，以476～471 Ma 輝長巖為標志甜水海群（前寒武沉積地層）內產生了初始弧后伸展作用，洋盆（OIB）的出現則說明了這一伸展作用的加強。因此冬瓜山群OIB 型枕狀玄武巖與南屏雪山弧型輝長巖均形成于弧后伸展環境。原特提斯洋長期南向俯沖在麻扎爾—甜水海地體北側則表現為早古生代巨型增生楔（南昆侖地體）的形成，485～440 Ma 時隨著俯沖板片后撤，弧巖漿活動逐漸向北從甜水海地體向南昆侖地體遷移，形成南昆侖地體內島弧花崗巖、輝長巖體系和甜水海地體弧后盆地體系，庫地蛇綠巖則作為增生雜巖的一部分就位于該增生楔中（圖13b）。440 Ma 時以南昆侖地體內廣泛發育的角閃巖相—麻礫巖相變質作用為代表，北昆侖地體與甜水海地體最終碰撞（Zhang et al.，2019；張傳林等，2019）。

圖13 西昆侖造山帶早古生代原特提斯洋構造演化圖Fig.13 Tectonic evolution map of the Early Paleozoic Proto-Tethys Ocean in the West Kunlun orogenic belt

綜上所述，我們認為甜水海地體內弧型輝長巖（530 Ma）—富Nb 輝長巖（476～471 Ma）—OIB 型枕狀玄武巖（465 Ma）的巖石組合可能記錄了原特提斯洋南向俯沖作用下從大陸弧裂解到弧后盆地擴張的演化過程。

5 結 論

（1）南屏雪山輝長巖鋯石U-Pb 年齡為476.1±2.2 Ma～471.5±2.3 Ma，形成于早奧陶世。

（2）南屏雪山輝長巖具典型弧型特征，巖漿源區為受俯沖板片熔體不同程度交代的虧損地幔，交代地幔發生減壓熔融后形成弧型輝長巖，其中富Nb 特征輝長巖部分熔融程度更高。

（3）早奧陶世弧型輝長巖是早古生代原特提斯洋南向俯沖過程中于甜水海地體內引發的弧后初始伸展環境下的產物。約476 Ma 時俯沖大洋板片開始回撤，引起甜水?；r漿活動的北向遷移、軟流圈物質上涌和弧后盆地的打開。

（4）西昆侖造山帶甜水海地體內早古生代弧型輝長巖（約530 Ma）—富Nb 弧型輝長巖（476～471 Ma）—OIB 型枕狀玄武巖（約465 Ma）的巖石組合可能記錄了原特提斯洋南向俯沖作用下從大陸弧裂解到弧后盆地擴張的演化過程。

致 謝微量和稀土元素測試得到西北大學大陸動力學國家重點實驗室董云鵬教授的大力支持；全巖Sr-Nd 同位素分析受到天津地質礦產研究所劉文剛博士的幫助；匿名審稿人百忙之中對本文審閱并提出的寶貴意見，使本文內容和結果更加合理、充實。在此向他們致以衷心的感謝。