路增龍 張建新** 毛小紅 周桂生 滕霞,2 武亞威

1. 中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037 2. 北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京 100871

大多數(shù)弧巖漿巖的形成被認(rèn)為俯沖板片脫水有關(guān)，脫水作用所釋放的含水富揮發(fā)分流體引發(fā)上覆地幔楔部分熔融形成玄武質(zhì)巖漿，并可進(jìn)一步分異形成中-酸性巖漿巖，構(gòu)成特征的玄武巖-安山巖-英安巖-流紋巖組合(Gilletal.，1981)。然而，在與大洋俯沖有關(guān)的弧背景下，也形成一些特殊的巖石，如Defant and Drummond(1990)提出島弧環(huán)境下存在一類具有高Al2O3、高Sr、低Y和Yb等地球化學(xué)特征特殊的火成巖，主要為英安巖及與其成分相當(dāng)?shù)挠⒃崎W長巖、奧長花崗巖等，因最先由Kay(1978)在美國阿留申群島中的埃達(dá)克(Adak)島發(fā)現(xiàn)，而稱其為埃達(dá)克巖(adakites)，并認(rèn)為其為年輕的(<25Ma)，因而是熱的洋殼在榴輝巖相條件下部分熔融形成的火成巖。埃達(dá)克巖提出之后引起了國內(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注。研究中發(fā)現(xiàn)埃達(dá)克巖一般不與島弧玄武巖或玄武安山巖共生，但可以與富Nb或高Nb玄武巖共生(Sajonaetal.，1996；Martin，1999；Defant and Kepezhinskas，2001；王強等，2001，2008；Wangetal.，2003，2008a；Castillo，2012)，很多情況下還可以與高鎂安山巖共生，組成埃達(dá)克巖-高鎂安山巖-富Nb玄武巖的巖石組合，這一典型的巖石組合在世界各地新生代至早前寒武紀(jì)的地體中均有分布(Kelemen，1995；Drummondetal.，1996； Martin，1999；Manikyambaetal.，2009；Polat and Kerrich，2001；Shchipanskyetal.，2004；王強等，2006； Pengetal.，2012a, b；Guoetal.，2013；Liuetal.，2014；Shenetal.，2014)，不同于由俯沖流體交代地幔楔熔融產(chǎn)生的玄武巖-安山巖-英安巖-流紋巖構(gòu)成的弧巖漿巖組合，并通常被認(rèn)為是島弧環(huán)境下俯沖板片熔融的證據(jù)(Drummondetal.，1996；Kepezhinskasetal.，1996；Sajonaetal.，1996；Aguillón-Roblesetal.，2001；Defant and Kepezhinskas，2001；Wangetal.，2003，2007，2008a；Castillo，2006，2012；王強等，2006)，其中富Nb玄武巖是由俯沖板片熔融產(chǎn)生的埃達(dá)克質(zhì)熔體交代的地幔楔橄欖巖熔融的產(chǎn)物(Kepezhinskasetal.，1996；Sajonaetal.，1996；Defant and Kepezhinskas，2001；Wangetal.，2008a)。

柴北緣以發(fā)育榴輝巖、石榴橄欖巖、高壓麻粒巖及相關(guān)片麻巖組成的超高壓(UHP)變質(zhì)帶為特征，其主體被普遍認(rèn)為是早古生代大陸深俯沖的產(chǎn)物，并已得到廣泛研究(Yangetal.，1998，2006；Zhangetal.，2000，2004，2008a，2009a，b，2010；Songetal.，2003，2005，2006，2007；張建新等，2005，2008；Mattinsonetal.，2006a，2007；Yang and Powell，2008；Yuetal.，2013，2014；于勝堯等，2014)。然而，關(guān)于柴北緣是否保存大洋俯沖的物質(zhì)組成以及大洋俯沖的時代等問題卻存在很大爭議。在柴北緣地區(qū)，與UHP變質(zhì)帶在空間上伴生著一套淺變質(zhì)的早古生代灘間山群火山-沉積巖系，其中的火山巖組合以變質(zhì)基性-中性火山巖為主，可見少量酸性火山巖(鄔介人等，1987；賴紹聰?shù)龋?996；史仁燈等，2003，2004；王惠初等，2003；Shietal.，2006)。一些學(xué)者認(rèn)為其為一套裂谷型建造(鄔介人等，1987)，而多數(shù)學(xué)者認(rèn)為灘間山群形成于大洋俯沖有關(guān)的弧或弧后構(gòu)造環(huán)境，但其具體性質(zhì)還有不同認(rèn)識。不同的學(xué)者根據(jù)其巖石組合及火山巖的地球化學(xué)特征等，在灘間山群中厘定有蛇綠混雜巖(賴紹聰?shù)龋?996；孫延貴等，2000；王惠初等，2003)、弧后盆地型蛇綠巖(王惠初等，2005；朱小輝等，2014)、埃達(dá)克巖(史仁燈等，2003；Shietal.，2006)、島弧火山巖(王惠初等，2003；史仁燈等，2004；高曉峰等，2011)等。此外，目前對于灘間山群形成的年代學(xué)數(shù)據(jù)也有所欠缺，因此，灘間山群的形成背景及形成時代值得進(jìn)一步研究。最近，我們在柴北緣東段都蘭查查香卡農(nóng)場一帶的灘間山群中新厘定出了一套埃達(dá)克巖-富Nb玄武巖組合。在野外工作基礎(chǔ)上，我們對其進(jìn)行了地球化學(xué)、鋯石U-Pb定年及Hf同位素分析等工作，來確定其形成時代及形成的構(gòu)造環(huán)境，從而探討柴北緣大陸深俯沖作用之前大洋俯沖的構(gòu)造熱環(huán)境、時限及地殼增生機制。

1 地質(zhì)背景及樣品野外關(guān)系

1.1 地質(zhì)背景

柴北緣構(gòu)造帶位于青藏高原的東北部，呈北西-南東向展布，南以柴北緣斷裂與柴達(dá)木盆地(地塊)相接，北以宗務(wù)隆構(gòu)造帶與祁連造山帶(地塊)相隔，向西被阿爾金斷裂所切，向東被溫泉斷裂切割。柴北緣構(gòu)造帶主要由柴北緣高壓-超高壓變質(zhì)帶、歐龍布魯克地塊以及空間上與超高壓變質(zhì)帶伴生的灘間山群淺變質(zhì)火山-沉積巖系組成(圖1)。

圖1 柴北緣構(gòu)造帶地質(zhì)簡圖Fig.1 Schematic geological map of North Qaidam tectonic belt

柴北緣超高壓(UHP)變質(zhì)帶分布在歐龍布魯克地塊和柴達(dá)木地塊之間，西起魚卡地區(qū)，東至都蘭沙柳河地區(qū)，呈北西-南東向展布(圖1)。變質(zhì)帶可進(jìn)一步劃分出四個次級變質(zhì)單元，自西向東依次為：魚卡-落鳳坡榴輝巖-片麻巖單元(YLU)；綠梁山石榴橄欖巖-高壓麻粒巖單元(LLU)；錫鐵山榴輝巖-片麻巖單元(XTU)和都蘭榴輝巖-片麻巖單元(DLU)(張建新等，2005；Zhangetal.，2008b，2009b)(圖1)。帶內(nèi)的魚卡榴輝巖、錫鐵山榴輝巖、都蘭榴輝巖和副片麻巖中均已發(fā)現(xiàn)柯石英包裹體；綠梁山石榴橄欖巖鋯石中保存有金剛石(Yangetal.，2001；Songetal.，2003，2005；Zhangetal.，2009a，b，2010；Liuetal.，2012)。這些超高壓變質(zhì)作用證據(jù)表明柴北緣大陸地殼曾俯沖到80～120km的地幔深度。

歐龍布魯克地塊(又稱全吉地塊)位于柴北緣UHP變質(zhì)帶北部，二者以斷層為界，北以宗務(wù)隆構(gòu)造帶與祁連造山帶(地塊)相隔(圖1)。它被認(rèn)為是與塔里木克拉通具有親緣性的大陸克拉通碎片(Chenetal.，2012，2013b；Gongetal.，2012)。歐龍布魯克地塊具有典型的二元結(jié)構(gòu)，即由經(jīng)歷中-高級變質(zhì)作用的古元古代變質(zhì)基底與覆蓋于其上的沉積蓋層組成(陸松年，2002；陸松年等，2002a，b，2006；陳能松等，2007)。它的變質(zhì)基底主要包括古元古代早期的德令哈雜巖及古元古代中晚期的達(dá)肯大坂群及中元古代的萬洞溝群，沉積蓋層主要為全吉群及灘間山群(陸松年，2002；陸松年等，2002a；Chenetal.，2012，2013a)。德令哈雜巖主要形成于2.39～2.34Ga(陸松年，2002；陸松年等，2002a；郝國杰等，2004； Gongetal.，2012；巴金等，2012；Wangetal.，2015；Yuetal.，2017；路增龍等，2017；Heetal.，2018；Luetal.，2018)；達(dá)肯大坂巖群的形成稍晚于德令哈雜巖(2.32～1.96Ga)，二者共同經(jīng)歷了1.96～1.8Ma的多期區(qū)域變質(zhì)巖漿事件(張建新等，2001；Wangetal.，2008b；Chenetal.，2009b，2012，2013a；Gongetal.，2012；Liaoetal.，2014；路增龍等，2017；Yuetal.，2017)。地塊還存在1.80～1.76Ga的環(huán)斑花崗巖侵入體(Xiaoetal.，2004；陸松年等，2006；Chenetal.，2013b)及1.71Ga的富Nb輝長巖(Liaoetal.，2018)。

近年來，一些學(xué)者在歐龍布魯克地塊北部(烏蘭北部)原定為達(dá)肯大坂群中識別出一些～1.5Ga的正片麻巖(Wangetal.，2016)、1.2～1.1Ga的眼球狀花崗巖、少量新元古代早期花崗片麻巖(Wangetal.，2016；Yuetal.，2019a)以及廣泛分布的中新元古代(？)變沉積巖，并普遍遭受早古生代(510～450Ma)變質(zhì)事件(低壓/高溫變質(zhì)作用)疊加，并伴隨同時代(早古生代)的基性-酸性深成巖漿活動(康珍等，2015；李秀財?shù)龋?015a，b；吳才來等，2016；Luetal.，2018；馬建軍等，2018，2019；Wangetal.，2018a；Lietal.，2019；Wuetal.，2019)。因此，我們把烏蘭北部的“達(dá)肯大坂群”及相關(guān)巖石從歐龍布魯克地塊解體出來，并認(rèn)為是形成在弧-弧后背景下的深部變質(zhì)-巖漿雜巖(圖1)，為大陸深俯沖之前大洋巖石圈向歐龍布魯克地塊之下俯沖的產(chǎn)物(Lietal.，2018，2019；Luetal.，2018；Wangetal.，2018a)。

灘間山群火山沉積巖系在柴北緣構(gòu)造帶廣泛分布，呈北西-南東向展布，西起賽什騰山的吉綠素，向東經(jīng)綠梁山(雙口山)、錫鐵山至都蘭地區(qū)，綿延約600km，與超高壓變質(zhì)帶在空間上伴生，但分布范圍更大，且與后者多呈斷層接觸(高曉峰等，2011)。其巖性以淺變質(zhì)的中-基性火山巖及少量細(xì)碎屑巖和碳酸鹽巖為主，夾有少量基性-超基性巖侵入體，局部地區(qū)可見酸性火山巖，變質(zhì)程度為綠片巖相-綠簾角閃巖相。灘間山群形成的構(gòu)造環(huán)境長期存在爭議。早期有學(xué)者認(rèn)為錫鐵山及托莫爾日特地區(qū)灘間山群可能為一套大陸裂谷型建造(鄔介人等，1987；孫延貴等，2000)；賴紹聰?shù)?1996)認(rèn)為灘間山群及相伴生的蛇紋巖和輝長巖具有蛇綠巖性質(zhì)；近10余年來，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為灘間山群主體形成于與大洋俯沖有關(guān)的弧構(gòu)造背景，地球化學(xué)研究顯示在吉綠素、綠梁山及雙口山地區(qū)出露的灘間山群火山巖具有弧火山巖性質(zhì)(王惠初等，2003；史仁燈等，2004；Shietal.，2006；高曉峰等，2011)，在吉綠素灘間山群火山巖中還厘定出了埃達(dá)克質(zhì)英安巖(史仁燈等，2003)；王惠初等(2005)及朱小輝等(2014)認(rèn)為在綠梁山北部地區(qū)的灘間山群變基性火山巖形成于弧后盆地，并與相關(guān)的輝長巖和蛇紋巖構(gòu)成弧后盆地型蛇綠巖；此外灘間山群還可能包含一些具有混雜巖特征的弧前增生雜巖(朱小輝等，2014)。

灘間山群的形成時代同樣存在爭議。最初因在灘間山群灰?guī)r中采到了奧陶紀(jì)化石，將其時代定為奧陶-志留紀(jì)(青海省地質(zhì)礦產(chǎn)局，1991)；近10余年來相繼獲得灘間山群火山巖及相關(guān)侵入體的同位素年齡，如史仁燈等(2004)測得了柴北緣西段吉綠素安山巖514±9Ma的鋯石U-Pb年齡；趙風(fēng)清等(2003)在錫鐵山中酸性火山巖中得到了486±13Ma的TIMS鋯石U-Pb下交點年齡，而Sunetal. (2019)獲得錫鐵山中基性火山巖的鋯石U-Pb年齡為460～440Ma；王惠初等(2005)在綠梁山地區(qū)得到了變質(zhì)玄武巖的464Ma的TIMS鋯石U-Pb年齡；袁桂邦等(2002)和朱小輝等(2010)分別獲得柴北緣西段綠梁山與灘間山群基性火山巖相關(guān)的輝長巖496±6Ma和521±7Ma的年齡；朱小輝等(2012)獲得柴北緣東段旺尕秀與灘間山群相關(guān)輝長巖的年齡為468±2Ma。這些數(shù)據(jù)顯示灘間山群的形成年齡可能為早寒武世到晚奧陶世(520～440Ma)，時間跨度約80Myr。

1.2 樣品及其位置

柴北緣構(gòu)造帶東段以都蘭UHP變質(zhì)單元巖石為特征，其北部為歐龍布魯克地塊的一部分，以花崗巖、輝長巖、灘間山群火山巖及泥盆紀(jì)牦牛山群與UHP變質(zhì)單元分隔。進(jìn)一步向北為從歐龍布魯克地塊解體出的烏蘭北早古生代弧變質(zhì)-巖漿雜巖帶(圖1)。其中的UHP變質(zhì)單元主要分布在的野馬灘-沙柳河一帶，被～400Ma的未變形的野馬灘花崗巖侵入(吳才來等，2004)。都蘭UHP變質(zhì)單元主要由中元古代晚期-新元古代早期正、副片麻巖及夾在其中的榴輝巖和少量超基性巖所組成。灘間山群在區(qū)內(nèi)分布較廣泛，與超高壓單元巖石之間為斷層接觸，并與泥盆紀(jì)以來的地層呈不整合或斷層接觸。

本文樣品采自都蘭查查香卡農(nóng)場南部，夏日哈山北坡的灘間山群火山巖中(圖2a)。剖面露頭顯示此巖石組合南側(cè)逆沖在泥盆系淺紫紅色砂巖、含礫砂巖之上，北側(cè)與含高壓麻粒巖的片麻巖(屬于都蘭UHP變質(zhì)單元)呈斷層接觸(圖2b)。此巖石系列以酸性的英安巖和基性玄武巖為主(圖3a，b)，夾有少量安山質(zhì)巖石，各類巖石層狀分布，之間無明顯構(gòu)造界限。英安巖的斑晶以自形斜長石為主(圖3c)，個別樣品可見少量角閃石斑晶，且多數(shù)石英顆粒外圍呈現(xiàn)港灣狀或鋸齒狀，基質(zhì)主要為石英，少量暗色礦物蝕變嚴(yán)重，大部分已綠泥石和簾石化。玄武巖斑晶以斜長石為主，局部含有輝石，基質(zhì)由于強烈蝕變不易識別礦物(圖3d)。我們在對此剖面進(jìn)行詳細(xì)觀察和系統(tǒng)采樣的基礎(chǔ)上，選擇其中12件典型樣品(玄武質(zhì)基性火山巖2件，英安質(zhì)酸性火山巖9件，安山質(zhì)中性火山巖1件)進(jìn)行了全巖地球化學(xué)測試，并對2件代表性樣品進(jìn)行了鋯石U-Pb同位素定年及Hf同位素測試工作，具體采樣位置見圖2b。

圖2 都蘭查查香卡地區(qū)地質(zhì)簡圖Fig.2 Schematic geological map of Chachaxiangka, Dulan County

圖3 柴北緣東段火山巖野外(a、b)及顯微照片(c、d)(a)淺灰綠色英安巖；(b)玄武巖呈灰綠色，具有類似枕狀構(gòu)造；(c)英安巖具斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶以自形斜長石為主，基質(zhì)為細(xì)粒的石英、斜長石及少量暗色礦物；(d)具有斜長石(Pl)斑晶的玄武巖Fig.3 Felid macroscopic (a, b) and thin section (c, d) views of volcanic rocks from eastern North Qaidam Mountains(a) lightly grayish green Dacite; (b) greyish green basalt shows a pillow-like structure; (c) dacite with a porphyritic structure. the porphyroblasts are dominated by euhedral plagioclase, and the matrix consist of fine-grained quartz, plagioclase and small amount of dark minerals; (d) basalt with Plagioclase porphyroblasts (Pl)

2 分析方法

測年樣品鋯石的分選由河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所完成，用傳統(tǒng)的重液和磁選法將鋯石從碎石中分離出來。在雙目顯微鏡下進(jìn)行選擇后，灌注在環(huán)氧樹脂靶中，然后拋光至暴露出顆粒的中心。

全巖化學(xué)分析由中國地質(zhì)科學(xué)院國家地質(zhì)測試分析中心測試，其中全巖主量元素用X熒光光譜儀(XRF)分析，所用儀器為日本理學(xué)3080E，誤差<0.5%，F(xiàn)eO采用容量滴定法，K2O采用原子吸收法；微量元素和稀土元素采用等離子質(zhì)譜儀分析，誤差<5%。

樣品AQ16-24-3.1鋯石U-Pb定年在北京離子探針中心SHRIMP II上完成。詳細(xì)分析方法見Williams(1998)。一次流O2-強度為3～5nA，束斑直徑為25～30μm。標(biāo)樣M257(U=840×10-6，Nasdalaetal.，2008)和TEM(年齡為417Ma，Blacketal.，2003)分別用于鋯石U含量和年齡校正。每分析3～4個未知樣品數(shù)據(jù)分析1次標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEM，每個分析點采用5組掃描。數(shù)據(jù)處理采用SQUID和ISOPLOT程序(Ludwig, 2003)。樣品AQ16-24-2.2的U-Pb定年在北京燕都中實測試技術(shù)有限公司實驗室利用LA-ICPMS分析完成。激光剝蝕系統(tǒng)為New Wave UP213，ICP-MS為德國耶拿M90。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補償氣以調(diào)節(jié)靈敏度，二者在進(jìn)入ICP之前通過一個Y型接頭混合。每個時間分辨分析數(shù)據(jù)包括大約20～30s的空白信號和50s的樣品信號。對分析數(shù)據(jù)的離線處理(包括對樣品和空白信號的選擇、儀器靈敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年齡計算)采用軟件ICPMSDataCal(侯可軍等，2009；Liuetal.，2010)完成。詳細(xì)的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法同Liuetal.(2008，2010)。

鋯石Lu-Hf同位素測試在北京科薈測試技術(shù)有限公司的LA-MC-ICPMS上進(jìn)行，激光進(jìn)樣系統(tǒng)為NWR213nm固體激光器，分析系統(tǒng)為多接收等離子體質(zhì)譜儀(NEPTUNE plus)，以高純He為載氣。激光剝蝕的斑束直徑為55μm，能量密度為7～8J/cm2，頻率為10Hz。根據(jù)鋯石CL圖像，選擇的測試點靠近U-Pb測定點，且為同一CL結(jié)構(gòu)位置。采用179Hf/177Hf=0.7325對同位素比值進(jìn)行指數(shù)歸一化質(zhì)量歧視校正，采用173Yb/172Yb=1.35274對Yb同位素比值進(jìn)行指數(shù)歸一化質(zhì)量歧視校正。εHf(t)計算采用衰變常數(shù)λ=1.865×10-11y-1(Schereretal.，2001)，(176Lu/177Hf)CHUR=0.0332，(176Hf/177Hf)CHUR,0=0.282772(Blichert-Toft and Albarède，1997)。單階段模式年齡(tDM1)計算時采用(176Lu/177Hf)DM=0.0384， ((176Hf/177Hf)DM=0.28325)，二階段模式年齡(tDM2)計算時采用的平均地殼176Lu/177Hf值為0.0093(Amelinetal.，1999)。

3 分析結(jié)果

3.1 全巖地球化學(xué)

12個巖石樣品全巖地球化學(xué)分析測試數(shù)據(jù)見表1。

表1 柴北緣東段火山巖全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)表(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6)

9個英安巖SiO2含量在64.79%～67.73%之間，Al2O3含量較高(16.02%～18.20%)，MgO含量介于1.07%～1.68%之間，平均為1.33%，Mg#值相對偏高，在49～56之間，平均為53，巖石顯示明顯的富Na2O貧K2O特征，K2O/Na2O比值較低(0.14～0.43之間)，K2O含量在0.83%～1.95%之間，基本都處于中鉀亞堿性系列(圖4)。巖石均富集輕稀土(LREE)，虧損重稀土(HREE)，(La/Yb)N比值介于7.56～22.61之間，平均為14.5，具有弱-中等的正Eu異常(Eu/Eu*在1.13～1.45之間，平均值1.27)，配分曲線呈現(xiàn)中等的右傾特征，且重稀土分布較平坦，中稀土有明顯的下凹特征(圖5)。微量元素顯示高Sr(751×10-6～1043×10-6)，低Y(3.26×10-6～5.3×10-6)和Yb(0.33×10-6～0.58×10-6)，Sr/Y比值較高(172～282)的特征，巖石還具有較高的Ba含量(675×10-6～1303×10-6，平均值1079×10-6)，在微量元素蛛網(wǎng)圖中顯示較明顯的Sr與Ba的正異常。相對富集Rb、Ba、K、Sr等大離子親石元素，虧損Nb、Zr、Ti等高場強元素，在Sr/Y-Y及(La/Yb)N-YbN圖解中均落在埃達(dá)克巖區(qū)域(圖6)。

圖4 巖石類型判別圖解(a) SiO2-K2O圖解(Peccerillo and Taylor, 1976)；(b)SiO2-(K2O+Na2O)(TAS)圖解(Le Bas et al.，1986)Fig.4 Rock type discrimination diagrams(a) SiO2 vs. K2O diagram (Peccerillo and Taylor, 1976); (b) total alkali vs. silica diagram (Le Bas et al., 1986)

圖5 柴北緣東段火山巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams volcanic rocks from the eastern North Qaidam Mountains (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

圖6 埃達(dá)克巖Y-Sr/Y及YbN-(La/Yb)N判別圖解(底圖據(jù)Defant and Drummond et al.，1990；Martin et al.，2005)Fig.6 Y vs. Sr/Y and YbN vs. (La/Yb)N discrimination diagrams for adakites (base map after Defant and Drummond et al., 1990；Martin et al., 2005)

1個安山巖樣品SiO2含量57.68%，Al2O3含量16.18%，MgO含量4.04%，Mg#值為52，K2O含量0.91%, Na2O含量3.44%，K2O/Na2O比值0.26，屬于中鉀亞堿性系列(圖4)，類似于高鎂安山巖地球化學(xué)特征，只是其MgO含量略低(高鎂安山巖一般>5%)。高Sr(614×10-6)，低Y和Yb(Y=14.1×10-6，Yb=1.46×10-6)，Sr/Y比值44，在Sr/Y-Y及(La/Yb)N-YbN圖解中均落在埃達(dá)克巖與經(jīng)典島弧巖漿巖過渡的區(qū)域(圖6)。稀土元素含量較高，稀土配分圖中顯示明顯的輕稀土(LREE)富集與重稀土(HREE)虧損，(La/Yb)N比值11.94，無Eu異常。相對富集大離子親石元素(LILE)，虧損高場強元素(HFSE)(圖5)，相容元素Cr、Ni、Co等含量高于典型的埃達(dá)克巖。

2個玄武巖的樣品中SiO2含量在50%左右，Al2O3含量14.61%～14.95%， MgO含量5.89%～6.07%，Mg#在47.5～49.0之間，K2O含量大約0.68%，Na2O含量為3.45%～3.70%，K2O/Na2O比值在0.2左右，具有中鉀亞堿性與堿性過渡的地球化學(xué)特征(圖4)。與典型島弧玄武巖相比，具有更高的TiO2含量(～2%)及P2O5含量(～0.25%)，且具明顯高的Nb含量(16.9×10-6～17.9×10-6)。同時具有高的Nb/Ta比值(介于21.1～22.4之間)及Nb/U比值(介于27.5～29.6之間)，且(Nb/La)N>0.5(平均為0.92左右)，符合Sajonaetal.(1993，1996)所提出的富Nb玄武巖特征，并且在MgO-Nb/La及Nb-Nb/U圖解中位于富Nb玄武巖區(qū)域(圖7)。稀土配分圖中顯示弱的輕稀土(LREE)富集與重稀土(HREE)虧損，(La/Yb)N比值3.6左右。相對富集大離子親石元素(LILE)及高場強元素(HFSE)，在微量元素蛛網(wǎng)圖中總體分布較平坦(圖5)。

圖7 玄武巖MgO-Nb/La (a)和Nb-Nb/U (b)圖解島弧玄武巖及富Nb玄武巖區(qū)域據(jù)Kepezhinskas et al.(1996)Fig.7 MgO vs. Nb/La (a) and Nb vs. Nb/U (b) diagrams for basalts The fields of island arc basalt and Nb-enriched basalt are from Kepezhinskas et al. (1996)

3.2 鋯石U-Pb年代學(xué)

我們分別選取1個英安質(zhì)和1個安山質(zhì)埃達(dá)克巖進(jìn)行了鋯石U-Pb定年，具體數(shù)據(jù)見表2和表3。

表2 英安質(zhì)埃達(dá)克巖(樣品AQ16-24-2.2)鋯石LA-ICPMS U-Pb測年結(jié)果

表3 安山質(zhì)埃達(dá)克巖(樣品AQ16-24-3.1)鋯石SHRIMP U-Pb測年結(jié)果

英安質(zhì)埃達(dá)克巖AQ16-24-2.2中鋯石粒徑在100～200μm之間，長寬比1.2～4，在CL圖像中為較規(guī)則的短-中等長度的棱柱狀，具明顯的密集振蕩環(huán)帶，Th/U比值為0.16～0.71，顯示典型的巖漿鋯石特征(圖8)，個別鋯石具有繼承性鋯石核。我們對其鋯石進(jìn)行了LA-ICPMS U-Pb同位素測試，得到了26個有效數(shù)據(jù)點，其206Pb/238U年齡介于617～445Ma之間，去除4個繼承/捕獲鋯石年齡，剩余22個數(shù)據(jù)點均位于諧和線上及附近，得到了457±4Ma的加權(quán)平均年齡(圖9)，解釋為英安質(zhì)埃達(dá)克巖的結(jié)晶年齡。

圖8 柴北緣東段埃達(dá)克巖鋯石CL圖像及代表性年齡Fig.8 Zircon CL images and their representative ages of adakites from the eastern North Qaidam Mountains

圖9 柴北緣東段埃達(dá)克巖鋯石U-Pb諧和圖Fig.9 Zircon U-Pb concordia plots of adakites from the eastern North Qaidam Mountains

安山質(zhì)埃達(dá)克巖AQ16-24-3.1中鋯石粒徑在120～250μm，大部分在200μm左右。多為半自形粒狀，晶面較平直，很多顆粒形態(tài)呈現(xiàn)碎片狀，具有補丁或不明顯振蕩環(huán)帶特征(圖8)，其總體形態(tài)結(jié)構(gòu)與典型中基性巖中的鋯石特征相似，結(jié)合其Th/U比值(介于0.47～0.80之間)，推斷其為巖漿鋯石。選取其中20顆鋯石進(jìn)行了SHRIMP U-Pb同位素測試，得到的206Pb/238U年齡數(shù)據(jù)介于478～436Ma之間。5個鋯石數(shù)據(jù)誤差或相對誤差較大，且其年齡稍老或年輕，排除這5個數(shù)據(jù)，剩余15個諧和的數(shù)據(jù)得到453±4Ma的加權(quán)平均年齡(圖9)，解釋為鋯石的巖漿結(jié)晶年齡。

3.3 鋯石Lu-Hf同位素

我們對2個測年樣品中有年齡結(jié)果的鋯石進(jìn)行了相應(yīng)的Lu-Hf同位素測試，詳細(xì)分析結(jié)果見表4。由于鋯石的Lu/Hf值(fLu/Hf=-0.97)顯著小于大陸地殼，因此二階段模式年齡更能真實的反映其源區(qū)物質(zhì)從虧損地幔抽取的時間(第五春榮等，2007)。

表4 樣品AQ16-24-2.2及AQ16-24-3.1鋯石Lu-Hf同位素測試結(jié)果

英安質(zhì)埃達(dá)克巖AQ16-24-2.2共得到18個有效數(shù)據(jù)，鋯石的176Hf/177Hf比值處于0.282619與0.282870之間，εHf(t)均為正值，但變化較大，介于4.64～13.23范圍內(nèi)，平均值為8.18，二階段模式年齡(tDM2)介于1017～566Ma之間，平均值為827Ma(圖10)。安山質(zhì)埃達(dá)克巖AQ16-24-3.1共得到20個有效數(shù)據(jù)點，樣品中鋯石的176Hf/177Hf比值介于0.282595與0.282716之間，εHf(t)亦均為正值，數(shù)值變化相對AQ16-24-2.2略小，介于3.40～8.03范圍內(nèi)，平均值5.92，相應(yīng)的二階段模式年齡(tDM2)在1059～836Ma之間，平均值939Ma(圖10)。

圖10 柴北緣東段埃達(dá)克巖的鋯石年齡-εHf(t)圖Fig.10 εHf(t) vs. Age diagram for zircons of adakites from the eastern North Qaidam Mountains

4 討論

4.1 巖石成因及可能的形成環(huán)境

4.1.1 埃達(dá)克巖

柴北緣東段中酸性巖具有高SiO2(64.49%～67.73%，除了安山質(zhì)埃達(dá)克巖為57.78%)，高Al2O3(16.02%～18.20%)，MgO含量主要在1.07%～1.68%之間(安山質(zhì)埃達(dá)克巖的MgO為4.04%)，富Na、貧K特征，K2O/Na2O比值較低(介于0.14～0.43之間)，高Sr(614×10-6～1043×10-6)，低Y (3.26×10-6～14.1×10-6)和低Yb (0.33×10-6～1.46×10-6)，高的Sr/Y比值 (44～282)，具有典型的埃達(dá)克巖地球化學(xué)特征。

埃達(dá)克巖最初被定義為年輕的(<25Ma)而熱的洋殼在榴輝巖相條件下部分熔融形成的火山巖或深成巖(Defant and Drummond，1990)。后來有學(xué)者提出埃達(dá)克巖根據(jù)其地球化學(xué)特征可分為O型埃達(dá)克巖和C型埃達(dá)克巖，并認(rèn)為O型埃達(dá)克巖為經(jīng)典埃達(dá)克巖，與板片部分熔融作用有關(guān)；而C型埃達(dá)克巖富K(大部分仍為Na質(zhì))，與板片熔融無關(guān)，可能由加厚陸殼(>50km)底部或拆沉(delamination)的下地殼基性巖部分熔融形成(Atherton and Petford，1993；張旗等，2001a，b；Chungetal.，2003；Xiongetal.，2003；Houetal.，2004；Wangetal.，2005；張旗，2011；Longetal.，2015；張旗和焦守濤，2020)。還有一些學(xué)者認(rèn)為埃達(dá)克巖可能是由島弧環(huán)境下復(fù)雜成因的幔源基性巖漿高壓下分離結(jié)晶的產(chǎn)物(Castillo, 2002；Macphersonetal.，2006；Petrone and Ferrari，2008)。因此，歸納起來，埃達(dá)克巖的主要形成方式可總結(jié)為三種：(1)俯沖大洋板片的部分熔融；(2)下地殼基性巖的部分熔融；(3)島弧環(huán)境下初始弧巖漿高壓下的分離結(jié)晶。

在Harker圖解中，柴北緣東段埃達(dá)克巖多數(shù)落在俯沖板片熔融區(qū)域與加厚下地殼部分熔融共同區(qū)域內(nèi)及附近，部分落在俯沖洋殼部分熔融區(qū)域(圖11)。但其相對富Na、貧K，K2O/Na2O比值較低(K2O/Na2O介于0.14～0.43之間，K2O含量在0.83%～1.95%之間)，MgO含量較低，且具有低的Th含量(1.90×10-6～5.02×10-6)和Th/Ce比值，明顯區(qū)別于下地殼基性巖部分熔融形成的C型埃達(dá)克巖，Cr-Ni相關(guān)圖解中也顯示具有板片熔融特征(圖12)。其εHf(t)均為正值，且分布范圍較大，部分?jǐn)?shù)據(jù)甚至接近地幔演化線，顯示以新生地殼物質(zhì)為主(圖10)，亦不符合下地殼熔體特征，并且加厚下地殼熔融的熔體無法經(jīng)過地幔楔，因此不能與之進(jìn)行相互作用，無法形成埃達(dá)克巖-富Nb玄武巖的巖石組合。柴北緣東段埃達(dá)克巖的以上特征均表現(xiàn)出鮮明的板片熔融特征，而與下地殼的熔體特征差別較大(Zhouetal.，2006；Wangetal.，2007，2008a)，因此排除了加厚下地殼部分熔融的可能性。同時柴北緣東段埃達(dá)克巖在一定范圍內(nèi)非常一致的稀土元素及微量元素配分模式及強烈的輕重稀土分餾(圖5)均表明其AFC過程并不明顯(Liuetal.，2014)，與島弧鈣堿性系列明顯不同。Sm-La/Sm及La-(La/Yb)N圖解同樣顯示柴北緣東段埃達(dá)克巖具有顯著的部分熔融趨勢，并無顯著的分離結(jié)晶過程(圖13)。基于以上認(rèn)識，我們認(rèn)為柴北緣東段埃達(dá)克巖為典型的O型埃達(dá)克巖，為島弧環(huán)境下俯沖大洋板片部分熔融的產(chǎn)物。

圖11 柴北緣東段埃達(dá)克巖Harker圖解(底圖據(jù)王強等，2006及其文獻(xiàn))Fig.11 Harker diagrams for adakites from the eastern North Qaidam Mountains (base map after Wang et al., 2006 and references therein)

圖12 柴北緣東段火山巖Cr-Ni圖解(據(jù)Tsuchiya et al., 2005)Fig.12 Cr vs. Ni diagrams for volcanic rocks from the eastern North Qaidam Mountains (after Tsuchiya et al., 2005)

圖13 柴北緣東段埃達(dá)克巖Sm-La/Sm (a)及La-(La/Yb)N (b)圖解(據(jù)Long et al.，2015)Fig.13 Sm vs. La/Sm (a) and La vs. (La/Yb)N (b) diagrams for adakites from the eastern North Qaidam Mountains (after Long et al.,2015)

實驗巖石學(xué)證據(jù)表明，蝕變的玄武巖部分熔融產(chǎn)生的溶體Mg#值一般<50，而地幔橄欖巖的交代作用能使其MgO及Mg#迅速增加(Rappetal.，1999)，柴北緣東段安山質(zhì)埃達(dá)克巖具有較高的Mg#值，較低的SiO2、較高的MgO且相對富集Cr、Co、Ni等相容元素，符合受地幔橄欖巖交代的特征，具有高M(jìn)g安山巖的一些性質(zhì)。但由于僅1個樣品，需要進(jìn)一步詳細(xì)工作和更多樣品研究來確定安山質(zhì)埃達(dá)克巖的成因，本文不做過多討論。

4.1.2 富Nb玄武巖(NEBs)

不同于經(jīng)典島弧玄武巖，柴北緣東段富Nb玄武巖明顯高的TiO2、Nb和Zr含量及高的(Nb/La)N，且無明顯Nb、Ti、P等的負(fù)異常，表明其不太可能形成于流體交代的地幔楔部分熔融。有觀點認(rèn)為富Nb玄武巖可能由富集地?；蜓髰u玄武巖(OIB)與虧損地幔混合的產(chǎn)物(Castilloetal.，2002)，但多數(shù)學(xué)者認(rèn)為其來源于受埃達(dá)克質(zhì)熔體交代的地幔楔部分熔融(Defant and Drummond，1993；Sajonaetal.，1993，1996；Kepezhinskasetal.，1996；Aguillón-Roblesetal.，2001；Defant and Kepezhinskas，2001)。柴北緣東段富Nb玄武巖Nb/U比值遠(yuǎn)低于洋島玄武巖(OIB)(47±10)，且其Ce/Pb比值(7.6～9.6)也較低，故而排除其來源于OIB、E-MORB及N-MORB型地幔的可能性。其不相容元素顯示具有明顯熔體交代相關(guān)的富集特征(圖14)，相容元素Cr-Ni相關(guān)圖解顯示其位于板片熔體-地?；旌系难莼€上，具有板片熔體交代的特征(圖12)。因此推斷柴北緣東段富Nb玄武巖為受埃達(dá)克質(zhì)巖漿交代的地幔楔部分熔融形成。

圖14 柴北緣東段玄武巖Th/Zr-Nb/Zr (a)和Nb/Y-Rb/Y (b)判別圖解(據(jù) Kepezhinskas et al.，1997)Fig.14 Th/Zr vs. Nb/Zr (a) and Nb/Y vs. Rb/Y (b) diagrams for basalts from the eastern North Qaidam Mountains (after Kepezhinskas et al., 1997)

柴北緣東段富Nb玄武巖具有典型富Nb玄武巖的一般特征，但其相容元素含量(如Cr=47.3×10-6～50.8×10-6，Ni=28.4×10-6～36.5×10-6)明顯低于顯生宙，尤其是新生代以來的典型富Nb玄武巖(Cr=135×10-6～250×10-6、Ni=70×10-6～190×10-6)，同時其重稀土元素含量(如Yb=3.39×10-6～3.77×10-6)明顯高于顯生宙，尤其是新生代富Nb玄武巖(Yb=1.32×10-6～1.88×10-6)，而更類似太古宙富Nb玄武巖(Yb=2.01×10-6～5.01×10-6，Cr=1×10-6～217×10-6，Ni=1×10-6～146×10-6)(Wangetal.，2003，2007及其文獻(xiàn))。太古宙時期相較于顯生宙時期具有異常高的地?zé)崽荻?，板片熔體交代的地幔楔橄欖巖在較淺部的斜長石穩(wěn)定域便可發(fā)生熔融(Martin，1999)，并因此導(dǎo)致其具有較高的重稀土元素含量，柴北緣東段富Nb玄武巖可能形成于此種高地溫梯度的環(huán)境下，從而導(dǎo)致其具有類似太古宙富Nb玄武巖的地球化學(xué)特征。

4.1.3 埃達(dá)克巖-富Nb玄武巖成因動力學(xué)模式

正常的洋殼俯沖狀態(tài)下，俯沖的大洋板片會在100～200km左右的深度發(fā)生脫水作用，產(chǎn)生的流體上升并導(dǎo)致上覆地幔楔部分熔融形成島弧高鉀鈣堿性系列巖漿巖(Gill，1981；Defant and Drummond，1990)，而埃達(dá)克巖的形成需要一個高熱的狀態(tài)，從而使俯沖的大洋板片在達(dá)到弧下深度之前就已發(fā)生部分熔融，生成埃達(dá)克質(zhì)巖漿(Defant and Drummond，1990，1993；Peacocketal.，1994；Drummondetal.，1996；Martin,1999)。由此不同學(xué)者相繼提出多種可能的動力學(xué)模式，主要觀點主要有：1)平坦俯沖的板片被加熱而發(fā)生熔融(Gutscheretal.，2000)；2)俯沖的年輕而熱洋殼部分熔融(Defant and Drummond，1990，Kepezhinskasetal.，1996；Sajonaetal.，1996；Defant and Kepezhinskas，2001；Wangetal.，2007，2008a)；3)板片撕裂或洋脊俯沖導(dǎo)致的板片窗(slab window)加熱板片發(fā)生熔融(Thorkelson，1996；Aguillón-Roblesetal.，2001；Yogodzinskietal.，2001；Benoitetal.，2002；Thorkelson and Breitsprecher，2005；Pallaresetal.，2007；Gengetal.，2009；Lingetal.，2009；Wallaceetal.，2009；Sunetal.，2010；Lietal.，2012；Shenetal.，2014；Wangetal.，2018b)。由于在平板俯沖(flat subduction)過程中會產(chǎn)生一個較寬(可能超過200km)的埃達(dá)克質(zhì)的弧(adakitic arc)，并且其位置會較正常的火山弧距海溝更遠(yuǎn)(Gutscheretal.，2000)，而反觀柴北緣東段埃達(dá)克巖其與超高壓變質(zhì)帶在空間上伴生，更可能是形成于弧前的位置。因此柴北緣東段埃達(dá)克巖-富Nb玄武巖可能的形成模式有兩種：1)俯沖年輕洋殼的部分熔融；2)板片撕裂或洋脊俯沖形成的板片窗構(gòu)造。

目前柴北緣地區(qū)報道的早古生代島弧相關(guān)的巖漿活動時代基本介于520～450Ma期間(史仁燈等，2003，2004；吳才來等，2004，2008；Shietal.，2006；朱小輝等，2010，2012；Wuetal.，2019)，從早古生代島弧相關(guān)的巖漿活動從520Ma左右開始，至柴北緣東段埃達(dá)克巖形成時(～455Ma)已至少經(jīng)歷～65Myr的時間。隨著俯沖的進(jìn)行，有可能會發(fā)生擴張洋脊的俯沖，大洋板片會在擴張脊處發(fā)生分離，形成板片窗，俯沖的巖石圈地?；蜍浟魅匕迤吧嫌浚纬梢粋€高熱流環(huán)境，在板片窗邊緣的洋殼發(fā)生部分熔融形成埃達(dá)克巖，埃達(dá)克巖漿上升交代地幔楔并部分熔融形成富Nb玄武巖。另外,即使在未發(fā)生洋脊俯沖的情況下，在洋殼俯沖晚期，由于洋盆的不斷萎縮，大洋地殼從其在洋中脊形成到其運動至海溝發(fā)生俯沖左右所經(jīng)歷的時間和距離均較短，同樣可以具有較高的俯沖板片溫度，從而具備形成埃達(dá)克巖的溫壓條件(邊千韜等，2007)。

4.2 構(gòu)造意義

自二十世紀(jì)九十年代在該區(qū)發(fā)現(xiàn)榴輝巖以來(楊建軍等，1994；Yangetal.，1998)，柴北緣的HP-UHP變質(zhì)巖就引起了地質(zhì)學(xué)家的廣泛關(guān)注。已有的研究表明柴北緣UHP變質(zhì)帶主要形成于大陸深俯沖作用，對于其構(gòu)造演化模式，不同學(xué)者也進(jìn)行了詳細(xì)的探討(Yinetal.，2000，2007；Yangetal.，2002；Songetal.，2006，2014；Mattinsonetal.，2007；張貴賓等，2012；張建新等，2015；Luetal.，2018)。此外，一些大陸深俯沖之前的大洋俯沖作用的證據(jù)也逐漸被揭示，除了弧巖漿活動(吳才來等，2004，2008；Wuetal.，2019)和少量洋殼俯沖形成的榴輝巖證據(jù)外(Zhangetal.，2008a)，在柴北緣北部的烏蘭地區(qū)，近年還報道有與大洋俯沖的弧構(gòu)造背景下的低壓/高溫(LP/HT)變質(zhì)帶(李秀財?shù)龋?015b；Luetal.，2018；Wangetal.，2018a；Lietal.，2019)，也表明柴達(dá)木地塊及其相連的南祁連洋殼向北部的歐龍布魯克地塊之下俯沖。

對于南祁連洋的俯沖和閉合的具體時限還存在一定的爭議(Songetal.，2006，2014，2019；Xiongetal.，2011；張貴賓等，2012；Zhangetal.，2017；周桂生等，2017；Luetal.，2018；Wangetal.，2018a；Lietal.，2019；Wuetal.，2019；Yuetal.，2019b)。早期的很多年齡為單顆粒鋯石TIMS或Sm-Nd等方法獲得，年齡分布范圍較大，由于鋯石多期次生長的存在，其可信度可能有待商榷。近年來已有大量鋯石LA-ICPMS或SHRIMP年代數(shù)據(jù)的報道，數(shù)據(jù)顯示柴北緣UHP變質(zhì)帶及北部的歐龍布魯克地塊內(nèi)與弧相關(guān)的巖漿作用時代主要介于520～450Ma之間(史仁燈等，2004；朱小輝等，2010；2012，2014；Lietal.，2018；Wangetal.，2018a；Wuetal.，2019；Yuetal.，2019b)；烏蘭北早古生代弧變質(zhì)-巖漿雜巖帶內(nèi)與弧相關(guān)的LP/HT變質(zhì)作用的時代主要集中于500～460Ma，峰期集中于～475Ma左右(康珍等，2015；李秀財?shù)龋?015b；Luetal.，2018；Wangetal.，2018a)，可能為弧-弧后環(huán)境下的產(chǎn)物。柴北緣UHP變質(zhì)帶內(nèi)與洋殼俯沖有關(guān)的榴輝巖變質(zhì)時代介于460～445Ma之間(Zhangetal.，2008a；Xiongetal.，2011)，陸殼性質(zhì)的榴輝巖變質(zhì)年齡在450～423Ma之間(Songetal.，2005，2006，2014；Mattinsonetal.，2006a，b，2009；Chenetal.，2009a；Zhangetal.，2009a，c，2010，2017；Xiongetal.，2011，2012；宋述光等，2011；Yuetal.，2013；Renetal.，2017；周桂生等，2017)，顯示大陸初始俯沖約在450Ma左右。依前文所述，柴北緣東段埃達(dá)克質(zhì)巖石-富Nb玄武巖的組合為大洋俯沖過程中的島弧(弧前)環(huán)境下的產(chǎn)物，其結(jié)晶年齡為457～453Ma。因此綜合以上數(shù)據(jù)我們推斷：在～455Ma左右，柴北緣地區(qū)正處于大洋俯沖的晚期階段，此時南祁連洋并未完全閉合。

在柴北緣東部都蘭地區(qū)，已報道有與大陸碰撞有關(guān)的埃達(dá)克質(zhì)巖石形成，時代為435～420Ma，且其與同時代的鎂鐵質(zhì)高壓麻粒巖密切共生，其形成機制被解釋為大陸碰撞過程中加厚的鎂鐵質(zhì)下地殼巖石在高壓麻粒巖相變質(zhì)作用下部分熔融的產(chǎn)物(Yuetal.，2012，2014)。在柴北緣西段,吉綠素的灘間山群火山巖中還厘定出了埃達(dá)克質(zhì)英安巖(史仁燈等，2003)，相關(guān)安山巖形成時代為514Ma(史仁燈等，2004)，推測可能與柴北緣地區(qū)大洋的初始俯沖有關(guān)，但缺乏進(jìn)一步的研究。因此，在柴北緣早古生代從大洋俯沖到大陸碰撞過程的不同演化階段，可能產(chǎn)生不同成因和時代的埃達(dá)克巖(或埃達(dá)克質(zhì)巖石)。另外，正如前面所述，大洋俯沖環(huán)境下埃達(dá)克巖的形成要求熱(暖)的俯沖條件，即洋殼俯沖在高溫榴輝巖和石榴麻粒巖(角閃巖)相條件下的部分熔融。然而，到目前為止，柴北緣地區(qū)已報道的與洋殼俯沖相關(guān)榴輝巖形成的溫壓條件處在相對冷的俯沖環(huán)境(Zhangetal.，2008a，2009a)，沒有部分熔融證據(jù)。因此，在柴北緣是否存在洋殼熱(暖)俯沖背景下的榴輝巖仍需要進(jìn)一步詳細(xì)的工作來澄清。

柴北緣東段埃達(dá)克巖-富Nb玄武巖的存在均表明柴北緣地區(qū)早古生代大洋俯沖過程中，存在板片熔體來源的新生陸殼物質(zhì)。埃達(dá)克巖與地殼生長的關(guān)系已得到廣泛關(guān)注，許多學(xué)者認(rèn)為熱的俯沖洋殼的部分熔融可能是地球早期地殼生長的重要方式(Martin，1999)。因此，在柴北緣地區(qū)，地殼的增生作用除俯沖帶上盤流體交代的地幔楔部分熔融外，大洋板片熔體的貢獻(xiàn)同樣不能忽視，柴北緣東段埃達(dá)克巖-富Nb玄武巖的形成對研究俯沖-碰撞造山帶的洋陸轉(zhuǎn)換過程及顯生宙陸殼增生機制均具有重要的意義。

5 結(jié)論

(1)柴北緣UHP變質(zhì)帶柴北緣東段中酸性火山巖為典型的埃達(dá)克巖，具有O型埃達(dá)克巖特征，形成于俯沖大洋板片熔融過程；基性火山巖具有富Nb玄武巖地球化學(xué)特征，顯示板片熔體交代特征，可能為受埃達(dá)克質(zhì)熔體交代的地幔橄欖巖部分熔融的產(chǎn)物。

(2)鋯石U-Pb定年結(jié)果表明柴北緣東段埃達(dá)克巖形成年齡為～455Ma，表明當(dāng)時柴北緣地區(qū)大洋俯沖尚未結(jié)束。

(3)柴北緣東段埃達(dá)克巖-富Nb玄武巖組合可能源于大洋俯沖晚期俯沖年輕洋殼的部分熔融或洋脊俯沖作用過程；俯沖大洋板片的部分熔融可能是柴北緣早古生代地殼增生的一種重要方式。

致謝本文在實驗測試中得到了北京離子探針中心、北京燕都中實測試技術(shù)有限公司、北京科薈測試技術(shù)有限公司及國家地質(zhì)實驗測試中心工作人員的幫助；在文章修改過程中得到了何碧竹研究員的幫助；兩位評審專家張澤明研究員和孟繁聰研究員提出了建設(shè)性的修改意見；在此一并致以誠摯的謝意。