造山带洋陆转换过程与岩浆作用：以东昆仑都兰地区古生代花岗岩为例

熊万宇康 ，赵梦琪 ，于淼，* ，刘潇扬 ，龚磊 ，曾庆鸿

（1. 中南大学地球科学与信息物理学院，湖南 长沙 410083；2. 青海省地质调查局，青海 西宁 810008）

洋陆转换过程记录了从洋壳俯冲—陆壳碰撞到后碰撞结束的重要地质过程，反映了造山带的形成与演化信息（Wilson，1989；吴福元等，2020；Yang et al.，2021；尹福光等，2022），但不同的地质过程中往往具有不同的岩浆作用，特别是不同板片俯冲机制下的和岩石圈拆沉—减薄作用下的岩浆活动所形成的侵入岩地球化学特征差异显著。板片俯冲过程中，铁镁质下地壳部分熔融或幔源铁镁质与壳源长英质岩浆混合形成I型花岗岩（Roberts et al.，1993；Yang et al.，2007），但冷俯冲和热俯冲两种不同的机制往往对应着不同的岩浆活动（Kong et al.，2016）。已有研究结果表明，相对老的、冷的俯冲带通常在地幔楔深部发生脱水作用，进而诱发深部地幔物质熔融形成正常I型花岗岩；而相对年轻的、热的大洋岩石圈板片发生俯冲时可以导致洋壳部分熔融形成I型埃达克质花岗岩（埃达克岩）（Molnar et al.，1995；张泽明等，2020）。埃达克岩通常以高Sr/Y 和La/Yb值为显著特征，对揭示洋壳冷热俯冲机制具有重要意义（Breitsprecher et al.，2003；Kong et al.，2016；Windley et al.，2018）。后碰撞伸展过程往往伴随下地壳拆沉、岩石圈减薄和软流圈上涌等一系列过程，导致下地壳部分熔融形成I型花岗岩，而高热环境条件下则形成无水碱性A型花岗岩（Bonin，2007；Xin et al.，2018；张亮等，2021）。

东昆仑造山带位于青藏高原北部，形成于特提斯构造域，是研究特提斯构造作用的天然实验室（刘成东等，2003；陆露等，2013），已有许多证据指示东昆仑造山带古生代经历了俯冲-碰撞（增生）-后碰撞的洋陆转换过程（Yu et al.，2020；Dong et al.，2020；Chen et al.，2020b）。目前，前人对原特提斯俯冲过程的研究已揭露早古生代昆南洋中存在极性相反的双向俯冲（陈加杰等，2016），昆南洋壳向北俯冲过程中在昆南地体内形成正常I型花岗岩与I型埃达克质花岗岩（Li et al.，2015；Zhou et al.，2016；Dong et al.，2018a），同时出现高温高压变质的麻粒岩和榴辉岩（李怀坤等，2006；Meng et al.，2013；国显正等，2017），为限定原特提斯俯冲构架提供依据。然而，对于东昆仑造山带东段的冷热俯冲性质缺乏讨论，东昆仑造山带东西两段的冷热俯冲性质是否存在差异有待研究。

针对上述问题，笔者选取东昆仑东段都兰地区（浪木日、哈日扎和希望沟）侵入岩为研究对象，通过锆石U-Pb年代学、岩石学和地球化学研究阐述岩石成因及构造意义。结合前人研究成果，在为约束东昆仑造山带原特提斯洋壳俯冲和后碰撞伸展时间提供依据的同时，探讨东昆仑洋陆转换的热结构，指出东昆仑造山带东段在俯冲时期具有相对热的俯冲性质，并推测可能与洋脊俯冲有关，以此探讨东昆仑早古生代的全新俯冲构造格局。

1 区域地质背景

东昆仑造山带位于青藏高原北部，北临柴达木盆地，南接巴颜喀拉地体，东接秦岭造山带，西至阿尔金断裂。从北到南，造山带被昆北断裂、昆中断裂和昆南断裂3条断裂带（吴树宽等，2023）分割为昆北地体、昆南地体、幕士塔格-阿尼玛卿地体和可可西里-巴颜喀拉地4个地体，其中分布有2条蛇绿岩带（Xia et al.，2015；李文渊，2018；Yu et al.，2020）（图1）。整个断层系统经历了多级叠加结构演化（寇林林等，2015），昆中断裂（缝合带）形成于华力西期（丰成友等，2012），昆南断裂（缝合带）形成于印支期（许志琴等，2006），分别对应于原特提斯洋（元古代—早古生代）和古特提斯洋（晚古生代—中生代）的演化阶段（Yang et al.，1996）。

图1 东昆仑造山带地质图（a）和构造地块划分图（b）（据Yu et al.，2020）Fig. 1 (a) Geological map and (b) tectonic block division map of the East Kunlun Orogenic Belt

东昆仑造山带分布有从元古代至早中生代地层（图1a）。昆北地体内主要出露有元古代中高级变质岩基底（He et al.，2016；魏小林等，2016），上覆早古生代低级变质岩和火山岩（陈有炘等，2013），均被泥盆纪牦牛山组不整合覆盖（陆露等，2010；张耀玲等，2010）。石炭世—中三叠世海相岩石主要产于昆南地体，石炭纪至二叠纪沉积有灰岩、碎屑沉积岩和火山岩，三叠纪地层以陆相火山岩夹火山碎屑岩为主（罗明非，2015；陈加杰等，2022）。东昆仑内岩浆岩主要由花岗岩组成，岩浆作用可分为前寒武纪、早古生代、晚古生代—早中生代和晚中生代—新生代4个阶段（莫宣学等，2007；田龙等，2023），早在古元古代滹沱纪就有少量花岗岩热事件记录（陈能松等，2006）。昆中-南构造带内早古生代火山活动集中在晚奥陶世—晚志留世，晚泥盆世普遍发育I-A型花岗岩，磨拉石沉积出现标志着原特提斯造山事件的结束；侏罗纪古特提斯洋的闭合和随后白垩纪雅鲁藏布江洋盆向北俯冲的影响导致了一系列岩浆热事件作用，中生代火山活动集中于二叠世—三叠世（ 罗明非，2015；Dong et al.，2018a）。

研究区位于东昆仑造山带的东端（图1a），区域经历了加里东期、华力西期、印支期等多期次的构造活动，发育较多次级张性、扭性断裂，展布方向为NWW和NW向，具多期活动的特点（孟庆鹏，2019；孔会磊等，2021），由蛇绿岩指示的昆中缝合带从区域中部穿过（图2）。元古代中高级变质基岩遍布全区，基岩上覆有分布于区域中部的纳赤台群奥陶系—志留系低级变质岩，及分布于区域东部的泥盆系牦牛山组和区域中南部的石炭系—三叠系沉积岩和火山岩。岩浆岩的岩性包括从镁铁质-超镁铁质侵入体/岩脉到长英质花岗岩。镁铁质-超镁铁质岩石主要形成于寒武纪和泥盆纪—石炭纪，长英质花岗岩主要有奥陶纪—泥盆纪和二叠纪—三叠纪2个形成时期（图2）（冯建赟等，2010；Chen et al.，2020a）。

图2 研究区地质图及采样位置（据Chen et al.，2020a修改）Fig. 2 Geological map of the study area and sampling locations

图3 都兰地区典型花岗岩样品显微照片Fig. 3 Microphotographs of typical granite samples in Dulan area

2 采样与测试分析方法

2.1 采样位置及样品特征

文中选取的研究对象——浪木日（LMR）、哈日扎（HRZ）和希望沟（XW）岩石样品均位于都兰县境内。其中，LMR-9为黑云母花岗闪长岩，HRZ-1为似斑状二长花岗岩，HRZ-3为花岗闪长岩，XW-12为闪长花岗岩，具体特征描述见表1。

2.2 锆石U-Pb定年

选取具有代表性的样品进行锆石的分选，经过机械粉碎、重磁和电磁分析后，在双目镜下手工挑纯，随机挑出晶形完好且纯净透明的锆石并开展透反射光和阴极发光（CL）观察照相，选取无裂隙无包体区域以待分析。锆石微量元素含量测试和U-Pb同位素定年在北京燕都中实测试技术有限公司利用LA-ICP-MS同时分析完成。激光剥蚀系统为New Wave UP213，ICP-MS为布鲁克M90。测试剥蚀光斑直径根据实际情况选择25 µm。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP之前通过一个匀化混合器混合。每个样品点分辨包括大约20～30 s的空白信号和50 s的样品信号。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91 500和Plesovice作为外标进行同位素分馏校正。锆石微量元素含量利用SRM610作为多外标、Si作内标的方法进行定量计算。

2.3 全岩主微量元素

全岩主微量元素含量测定由北京燕都中实测试技术有限公司完成。选取具有代表性的新鲜（无蚀变风化或去掉了岩石样品表面的风化物）的样品进行破碎，并研磨至200目以下，以待进行全岩主微量元素分析分析。主量元素实验方法详细如下：粉末样品称重并与Li2B4O7混合 （1∶8） 助熔剂，在金铂坩埚中加热至1 150 ℃，熔化成均匀的玻璃片，然后用X射线荧光光谱法进行测试以确保数据误差小于1 %。微量元素实验方法详细如下：称量粉末样品，并将其放入含HF+HNO3的聚四氟乙烯溶液罐中。高压净化罐在190 ℃烘干机中放置72 h，然后去除酸液，并将溶液作为稀释液固定，供机器测试。使用电感耦合等离子体质谱法进行分析，以GSR-2为控制样本，测量数据显示部分挥发性和极低含量元素的误差小于5 %，分析误差小于10 %。

2.4 Hf-Sr-Nd 同位素

锆石原位Lu-Hf同位素分析是由北京燕都中实测试技术有限公司的美国热电Nepture-plus MC-ICP-MS与NewWave UP213激光烧蚀进样系统完成测试的。锆石剥蚀使用频率为8 Hz，能量为16 J/cm2的激光剥蚀31 s，剥蚀出直径约为30 µm的剥蚀坑。测试时，由于锆石中的176Lu/177Hf值极其低（一般小于0.002），176Lu对176Hf的同位素干扰可以忽略不计。每个测试点的173Yb/172Yb平均值用于计算Yb的分馏系数，然后再扣除176Yb对176Hf的同质异位素干扰。173Yb/172Yb的同位素比值为1.352 74。全岩Sr-Nd同位素分析使用Thermo Fisher Scientific多接收电感耦合等离子体质谱仪Neptune Plus MC-ICP-MS分别测定87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值，根据88Sr/86Sr值（8.373 209）和143Nd/144Nd值（0.721 8）指数规律对测定的87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值进行在线质量分馏校正。87Sr/86Sr值和143Nd/144Nd值的不确定度为2σ，仅包含质谱测定的不确定度。

3 测试结果

3.1 锆石 U-Pb 年代学特征

文中主要对浪木日、哈日扎和希望沟等地采集的花岗岩样品进行锆石LA-ICP-MS U-Pb定年。所有花岗岩样品的锆石均以短柱状晶体为主，长宽比为2∶1～4∶1，呈半自形至自形晶（图4），但粒径上存在差异，其中样品LMR-9的锆石粒径为100～200 µm，样品HRZ-1的锆石粒径为150～200 µm，样品HRZ-3的锆石粒径为100～150 µm，样品XW-12的锆石较小，为75～150 µm。多数锆石具有明显的震荡环带特征（图4），指示分析的锆石均为岩浆成因锆石（吴元保等，2004）。

图4 都兰地区花岗岩样品典型锆石CL图像Fig. 4 Typical zircon CL images of granite samples in the Dulan area

文中年龄分析选取了三地花岗岩各25颗锆石开展U-Pb同位素分析，排除捕获锆石年龄数据，获取加权平均年龄与谐和年龄（图5）。其中，浪木日黑云母花岗闪长岩（LMR-9）定年数据见表2，206Pb/238U年龄加权平均值为（431.2±1.6）Ma（MSWD=7.4），谐和年龄为（429.0±4.0）Ma（MSWD=1.4）（表2）；哈日扎似斑状二长花岗岩（HRZ-1）206Pb/238U年龄加权平均值为（415±3.1）Ma（MSWD=1.5），谐和年龄为（412.2±3.3）Ma（MSWD=2.1）（表3）；哈日扎花岗闪长岩（HRZ-3）206Pb/238U年龄加权平均值为（416.6±2.5）Ma（MSWD=0.44），谐和年龄为（416.7±2.3）Ma（MSWD=0.43）（表4）；希望沟花岗闪长岩（XW-12）206Pb/238U年龄加权平均值为（404.2±1.5）Ma（MSWD=2.6），谐和年龄为（403.6±3.1）Ma（MSWD=0.15）（表5，图5）。

表2 东昆仑都兰地区浪木日黑云母花岗闪长岩（LMR-9）锆石 LA-ICP-MS U-Pb 定年数据表Tab. 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb dating data of biotite granodiorite (LMR-9) in Langmuri, Dulan area, East Kunlun

表5 东昆仑都兰地区希望沟花岗闪长岩（XW-12）锆石 LA-ICP-MS U-Pb 定年数据表Tab. 5 LA-ICP-MS U-Pb dating data of the granodiorite (XW-12) zircon in Xiwanggou, Dulan area, East Kunlun

3.2 全岩地球化学特征

本次分析共选取了都兰地区浪木日、哈日扎、希望沟的12件中酸性岩体样品开展全岩主微量元素分析（表6），主量元素、稀土和微量元素相关图解均采用CorelKit软件绘制（Zhang et al.，2022）。

表6 东昆仑都兰地区LMR-9、HRZ-1、HRZ-3 和XW-12 花岗岩主微量元素统计表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

浪木日黑云母花岗闪长岩（LMR-9）与希望沟花岗闪长岩（XW-12）主量元素组成特征相似，SiO2含量分别为71.34%～71.65%和71.06%～72.60%；Al2O3含量分别为15.43%～15.79%和14.37%～15.13%；全碱（K2O+Na2O）含量分别为 6.58 %～7.15 %和5.85%～7.74%，均具有高Si、富Al、富碱质的特点（表6）。在TAS图解中，样品均落于花岗岩区域（图6a）。样品LMR-9的A/CNK值为 1.04～1.06，均小于1.10；样品XW-12的A/CNK值相对变化较大，为0.98～1.17（平均为1.11），两者均集中于过铝质区域（图6b）。SiO2与Na2O、K2O、CaO的关系图解显示样品LMR-9与XW-12岩样均属于钙碱性系列（图6c、图6d）。

图6 浪木日、哈日扎与希望沟花岗岩主量元素图解Fig. 6 Diagram of major elements in Langmuri, Harizha and Xiwanggou granites

哈日扎似斑状二长花岗岩（HRZ-1）与哈日扎花岗闪长岩（HRZ-3）主量元素组成上同样近似（表6），表现在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%）含量差异较小。在TAS图解中，样品均落于花岗闪长岩区域（图6a）。A/CNK值均为1.03～1.06，呈弱过铝质特征（图6b）。由SiO2与Na2O、K2O、CaO的关系图解可知，HRZ-1和HRZ-3岩样为钙碱性花岗岩（图6c），进一步细分属于高钾钙碱性系列（图6d）。

3.2.2 微量元素

样品LMR-9与样品XW-12在微量元素组成上同样相似（表6）。LMR-9与XW-12的稀土元素含量均较低（分别为52.22×10-6～57.28×10-6和63.48×10-6～98.99×10-6），ΣLREE/ΣHREE值较大，均值分别为3.95和2.70，表明LREE相对于HREE富集。LMR-9的（La/Yb）N值为11.07～11.86，（Sm/Nd）N值为 0.60～0.70；XW-12的（La/Yb）N值为 6.61～13.37，（Sm/Nd）N值为 0.57～0.67，两者均具有弱Eu负异常（LMR-9：0.73～0.86；XW-12：0.65～1.20）。稀土元素配分图显示两者均呈“右倾式”分布（图7a、图7c），微量元素蛛网图可见两者具均亏损Ba、Nb、Ti等高场强元素，富集Rb、Th、K等大离子亲石元素，但LMR-9相对XW-12还存在Sr的正异常（图7b、图7d）。

图7 球粒陨石标准化稀土元素分配图（a、c、e）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b、d、f）（标准化值据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

与浪木日和希望沟的样品相比，哈日扎样品（HRZ-1, HRZ-3）稀土元素含量均较高（HRZ-1: 194.21×10-6～208.36×10-6；HRZ-3：206.46×10-6～220.42×10-6）。LREE/HREE值分别为4.12～4.59和3.86～4.54，说明LREE相对富集。HRZ-1中（La/Yb）N值为13.46～16.44，（Sm/Nd）N值为0.59～0.62；HRZ-3中（La/Yb）N值为13.91～15.75，（Sm/Nd）N值为0.61～0.68，反映两者均有LREE之间分异强而HREE之间分异弱的特点（图7e）。同时与LMR-9和XW-12不同的是，哈日扎样品具有较明显的Eu负异常（δEu值分别为0.34～0.35和0.30～0.36）。微量元素蛛网图显示，其均明显富集Rb、Th、La，亏损Ba、Sr、Sm、Ti等元素（图7f）。

3.3 Sr-Nd-Hf同位素地球化学

样品LMR-9的87Rb/86Sr值为0.400 268～0.414 724，87Sr/86Sr值为0.707 862～0.707 943，（87Sr/86Sr）i为0.705 365～0.705 418；147Sm/144Nd值为0.142 422～0.145 764，143Nd/144Nd值为0.512 486～0.512 503，εNd（t）值为—0.05～0.20，二阶段模式年龄TDMC（Nd）值为1 155～1 176 Ma（表7）。样品XW-12的87Rb/86Sr值为0.679 440～2.241 489，87Sr/86Sr值为0.712 399～0.719 008，（87Sr/86Sr）i值为0.706 106～0.708 488；147Sm/144Nd值为0.138 614～0.150 046，143Nd/144Nd值为0.512 511～0.512 619，εNd（t）值为—0.02～2.63，二阶段模式年龄TDMC（Nd）值为935～1 151 Ma。

表7 都兰地区希望沟(XW-12)和浪木日(LMR-9)花岗岩Sr-Nd同位素分析结果统计表Tab. 7 Sr-Nd isotope analysis results of Xiwanggou (XW-12) and Langmuri (LMR-9) granites in Dulan area

所有样品176Lu/177Hf值为0.000 04～0.002 47，除个别较大外（0.002 47，0.002 24）其余均小于0.002（表8、表9），表明锆石形成后放射性成因Hf积累少，可以较好地反映锆石形成时岩浆的Hf同位素组成（吴福元等, 2007a）。样品LMR-9锆石的176Lu/177Hf值为0.000 04～0.001 02，176Yb/177Hf值为0.001 52～0.040 40，176Hf/177Hf值为0.281 96～0.282 61，εHf（t）变化范围较大（—19.445～3.176），对应的Hf同位素二阶段模式年龄（TDMC）值为1 200～2 641 Ma。样品XW-12锆石的176Lu/177Hf值为0.000 13～0.002 47，176Yb/177Hf值为0.005 96～0.095 41，176Hf/177Hf值为0.282 22～0.282 88，εHf（t）变化范围较大（—10.597～12.490），对应的Hf同位素二阶段模式年龄为597～2 065 Ma。所有样品176Lu/177Hf值为0.000 04～0.002 47，除个别较大外（0.002 47和0.002 24）其余均小于0.002，表明锆石形成后放射性成因Hf积累少，可以较好地反映锆石形成时岩浆的Hf同位素组成（吴福元等，2007a）。样品LMR-9锆石的176Lu/177Hf值为0.000 04～0.001 02，176Yb/177Hf值为0.001 52～0.040 40，176Hf/177Hf值为0.281 96～0.282 61，εHf（t）变化范围较大（—19.445～3.176），对应的Hf同位素二阶段模式年龄（TDMC）值为1 200～2 641 Ma。样品XW-12锆石的176Lu/177Hf值为0.000 13～0.002 47，176Yb/177Hf值为0.005 96～0.095 41，176Hf/177Hf值为0.282 22～0.282 88，εHf（t）变化范围较大（-10.597～12.490），对应的Hf同位素二阶段模式年龄为597～2 065 Ma。

表8 都兰地区浪木日花岗岩（LMR-9）锆石Hf同位素分析结果统计表Tab. 8 Zircon Hf isotope analysis results of the Langmuri granite (LMR-9) in the Dulan area

表9 都兰地区希望沟花岗岩（XW-12）锆石Hf同位素分析结果统计表Tab. 9 Zircon Hf isotope analysis results of Xixigou granite (XW-12) in Dulan area

4 讨论

4.1 岩石成因分类

样品LMR-9和样品XW-12均具有较低碱质含量（LMR-9：6.58%～7.15%；XW-12：5.85%～7.74%），较低的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，均值为116.2×10-6；XW-12：Zr+Nb+Ce+Y=117.5×10-6～174.4×10-6，均值为150.7×10-6），集中落在I & S型花岗岩区域（图8a），明显区别于典型的A型花岗岩的特征。此外，样品LMR-9和样品XW-12中缺少S型花岗岩中特征的富铝矿物，如堇青石（图3），铝饱和指数A/CNK同样说明其具有I型花岗岩特征（吴福元等，2007b；邓晋福等，2015）（图6b）。哈日扎早泥盆世花岗岩以较高的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）为特征，显示与A型花岗岩的亲和性（图8a）；利用Nb-Y-Ce图解进一步分类，可知其为A2型花岗岩（图8b），暗示其形成于后造山拉张环境。综上所述，认为哈日扎花岗岩应为A型花岗岩。

图8 东昆仑花岗岩成因分类（a、b）及埃达克岩图解（c）Fig. 8 (a, b) Genetic classification of East Kunlun granites and(c) diagrams of adakites

但值得注意的是，浪木日与希望沟花岗岩具有不同的Sr-Y元素特征：LMR-9的Sr含量为384.9×10-6～400.0×10-6（平均为393.5×10-6），Y含量为5.9×10-6～6.4×10-6（平均为6.16×10-6），Sr/Y值为60.46～66.57，样品集中于埃达克岩区域（图8c）；XW-12 中Sr含量为171.27×10-6～316.08×10-6（平均为252.66×10-6），Y含量为11.71×10-6～15.39×10-6（平均为14.09×10-6），Sr/Y值为11.13～23.11，样品主要位于经典岛弧岩石区域（图8c）。同时，样品LMR-9稀土元素配分曲线与微量元素原始地幔标准化曲线均位于“埃达克质花岗岩”区域（图7a、图7b）；以五龙沟地区为界划分东昆仑造山带为东西两段，其地球化学特征（高Sr/Y）同样与东昆仑造山带东段同时代埃达克质花岗岩基本一致（图8c），XW-12以其低Sr/Y值明显不同于埃达克花岗岩。综上所述，认为浪木日花岗岩为I型埃达克质花岗岩，而希望沟花岗岩不属于埃达克岩。

4.2 岩浆源区

浪木日中志留世花岗岩富集大离子亲石元素（Ba、K、Sr、U），相对亏损高场强元素（Ti、P、Ta）（图7a、图7b），指示可能与地幔楔俯冲洋壳的脱水熔融有关；Nb/Ta值（10.73～12.63）近似壳源岩石的Nb/Ta值（11），不同于地幔平均值（17）（Barth et al.，2000）；Nd/Th值（4.74～4.96）靠近壳源值（约为3）而与幔源值（大于15）有显著差异（图9a）；Rb/Sr值为0.12～0.13，介于壳幔混合源比值之间（0.05～0.5）（王德滋等，1993），反映其壳源特征。希望沟早泥盆世花岗岩Nb/Ta值（6.83～10.58）接近壳源参考值（地壳Nb/Ta ≈11）；Nd/Th值（2.87～6.94）接近壳源参考值（地壳Nd/Th ≈ 3）（图9a）；Rb/Sr值为0.19～0.64（均值为0.35），呈现壳幔源混合特征。综上所述，认为其具有壳源属性，同时具有幔源参与特征。

图9 东昆仑东段花岗岩Nb/Ta-Nd/Th图解（a）（据Barth et al.，2000）和构造环境图解（b）（据Pearce，1996）Fig. 9 (a) Nb/Ta-Nd/Th diagram and (b) tectonic environment diagram of granites in the eastern section of East Kunlun

哈日扎样品相对富集Rb、K等大离子亲石元素，Th、U等不相容元素和La、Ce等轻稀土元素（LREE），亏损高场强元素（Nb、Ta和Ti）（图7e、图7f），可能是岩浆受到地壳物质的混染或是岩浆源区残留有含Ta、Nb、Ti的矿物导致岩体呈现“TNT”亏损（Mckenzie，1989），同时Ba相对于Th和Rb亏损，暗示地壳物质的部分熔融（徐恒等，2022）。Nb/Ta值（HRZ-1：10.36～15.32；HRZ-3：10.53～14.65）接近地壳岩石的Nb/Ta值； Nd/Th值（HRZ-1：1.53～1.86；HRZ-3：1.00～1.70）与幔源岩石（地幔Nd/Th＞15）有显著区别（图9a）；Rb/Sr值（HRZ-1：0.350～0.386；HRZ-3：0.291～0.389）接近壳幔混合源比值。综上认为，哈日扎花岗岩可能形成于地壳物质的部分熔融，同时有部分地幔物质的参与，具有壳幔混合物质来源特征（张斌等，2016）。

锆石Hf同位素常用来进一步约束岩浆的源区特征（Griffin et al.，2000）。LMR-9中锆石的εHf（t）值变化范围大，暗示其岩浆来源不均一（崔圆圆等，2013）。在T-εHf（t）图解上，数据点均落在球粒陨石Hf同位素演化线之下，以落在下地壳区域的锆石居多（图10a、图10b），大部分集中位于1.8 Ga左右的地壳演化线周围（图11a、图11b），表明其源区主要为下地壳。此外，TDMC值为1.8～2.2 Ga，与白沙河群年龄吻合（He et al.，2016）。XW-12中锆石的Hf同位素数据显示存在两类锆石，大多数锆石εHf（t）值较为接近为一类，其余锆石εHf（t）值均小于0为一类（图10c、图10d），后者二阶段Hf模式年龄与白沙河群和苦海群年龄吻合（He et al.，2016）。前者εHf（t）值变化范围小且以靠近原始地幔的锆石居多（图10c、图10d），在T-εHf（t）图解（图11a、图11b）中均位于亏损地幔与球粒陨石间范围内，指示物源以亏损地幔或新生地壳为主导，同时混入少部分古老基底地壳物质。相对年轻的二阶段模式年龄（597～739 Ma）可能指示了东昆仑地区新元古代形成了新生玄武质下地壳（任军虎等，2010）。在Sr-Nd同位素方面，LMR-9的（87Sr/86Sr）i值为0.705 36～0.705 40（表4） ，接近幔源端元（0.702～0.706）而不同于壳源端元（0.719）（Faure，1986），指示受到地壳物质的污染较少，源区应是以幔源为主的壳幔混合来源；εNd（t）值为—0.05～0.20（均值为0.16），位于球粒陨石演化线附近，可以排除单一壳源或单一幔源模式，指示可能存在壳源与幔源相当程度的混合成因（图11c、图11d）。XW-12的87Sr/86Sr初始比值为0.706 11～0.708 49，可能受到了壳源物质污染；εNd（t）值为—0.02～2.63，主体位于球粒陨石演化线附近，但靠近亏损地幔，说明有幔源物质的贡献（图11c、图11d）。

图10 LMR-9和XW-12锆石TDMC（Ma）和εHf（t）频数直方图（据吴福元等，2007a）Fig. 10 LMR-9 and XW-12 zircon TDMC(Ma) and εHf(t) frequency histograms

图11 浪木日、希望沟花岗岩锆石Hf-Sr-Nd同位素特征图（底图d据Zhang et al.，2021）Fig. 11 Zircon Hf-Sr-Nd isotopic characteristics of the Langmuri and Xiwanggou granites

4.3 构造背景

从寒武纪开始东昆仑造山带便进入了原特提斯洋闭合、洋壳俯冲的阶段。发现于可可沙地区的石英闪长岩（515.2±4.4 Ma），被认为是最早的原特提斯洋俯冲侵入岩记录（张亚峰等，2010）；香日德地区发现了年龄为（446.5±1.9）Ma的俯冲弧环境有关的变质闪长岩（陈能松等，2000）。进入中志留世俯冲转变为碰撞，诺木洪地区变火山岩（401 ± 6 Ma）和玄武岩（419 ±5 Ma）的研究认为洋壳俯冲至少持续到早泥盆世（朱云海等，2005）；浪木日上游、温泉、夏日哈木等地区榴辉岩变质年龄数据的峰值（432 Ma）指示陆陆碰撞的构造背景（国显正等，2018）；昆中高压变质带东西侧的榴辉岩、麻粒岩年龄指示碰撞从东部的中志留纪（432 Ma）持续到西部的早泥盆世（411 Ma）（Yu et al.，2020）。中—晚志留世东昆仑造山带中大量A型花岗岩指示经历后碰撞拉伸环境（王艺龙等，2018；刘彬等，2013），泥盆纪牦牛山组磨拉石建造的出现（400～423 Ma）指示了挤压到伸展的构造转变（陆露等，2010）；五龙沟的A型长英质花岗岩（424.2±1.5～425.5±2.6 Ma）说明在东昆仑已经出现俯冲增生后的伸展环境（Xin et al.，2018）。

浪木日花岗岩形成年龄为（429.0±4）Ma，处于俯冲-碰撞时期。在Rb-Y+Nb构造判别图解中，投点位于VAG（火山弧花岗岩）区域（图9b），反映浪木日花岗岩的构造环境与板片俯冲有关，佐证了东昆仑造山带在早—中志留世处于俯冲-碰撞阶段。LMR-9的Hf同位素与Sr-Nd同位素的解耦指示其具有复杂的物源：与同时期/更早时期的埃达克岩相比具有更亲和壳源的εHf（t）值（图11b），Sr-Nd同位素显示壳源物质污染较少（图11d）。关于这一解耦现象，可能是岩浆演化晚期水岩作用（Luais et al.，2009）所致，或是岩浆通过次大陆岩石圈地幔上升过程中，板块熔融形成的闪长岩熔体被富集的地幔源交代所致（Dong et al.，2018b），也可能是特殊矿物的影响（Huang et al.，2017）。样品LMR-9镜下特征缺少蚀变现象可以排除水岩作用的因素；岩石源区如果存在石榴子石等高压矿物残留，则会导致岩浆具有埃达克质特征，同时强烈富集重稀土的石榴子石会导致放射性176Hf的富集，使平衡出熔岩浆的Nd-Hf数据点位于陆地线之下（Huang et al.，2017；陈加杰等，2022），这与样品LMR-9具有的埃达克质特征及特殊的Hf同位素值恰好相符。因此，源区存在特殊矿物可能是导致Nd-Hf同位素解耦及特殊εHf（t）的主要原因。综上所述，认为其可能受到多源区的影响所致，俯冲大洋板片熔融形成的埃达克质岩浆与古老壳源物质和下地壳发生混合，同时有特殊高压矿物（如石榴子石）的参与。Hf二阶段模式年龄与基底岩石的吻合可以指示基底壳源物质，同时岩石具有较年轻的年龄（429±4 Ma）形成于俯冲后期，说明软流圈地幔可能经过了长时间的熔融-分异形成了铁镁质下地壳。

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）为显著特征的埃达克岩具有多种成因模型（许继峰等，2014；陈加杰等，2016）。例如，①年轻俯冲洋壳部分熔融（Molnar et al.，1995；张泽明等，2020）。②加厚下地壳部分熔融（Hou et al.，2004；Wang et al.，2005）。③拆沉下地壳部分熔融（Xu et al.，2002；王强等，2004）。④俯冲板片脱水诱发地幔楔熔融（Tatsumi et al.，2003）。其中，加厚下地壳部分熔融形成的岩浆具有高SiO2，低MgO并常见继承锆石与下地壳包体，然而样品LMR-9内未见下地壳包体并缺乏继承锆石，同时εNd（t）明显不同于基底岩石（图11d），故其不属于此成因模式。拆沉下地壳熔融形成的岩浆因上升过程中与地幔橄榄岩发生反应而使相容元素（Cr、Ni）和MgO含量明显升高，而样品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同位素的解耦无法明确佐证其源区主体为古老地壳，可见样品LMR-9的成因与拆沉下地壳熔融模型不一致；地幔楔熔融形成的熔体具有高Mg、低Si、低Al的特征及较低的εNd（t），同时俯冲环境下流体的加入会导致熔体中Ba/Th值较高（Elburg et al.，2002），而样品LMR-9的地球化学特征与其明显不同，因此也排除此成因模型。结合样品LMR-9的地球化学特征及同位素特征来看，高SiO2、AlO2、CaO含量及壳幔混合的源区特征，反映其可能形成于年轻大洋板片俯冲导致的部分熔融，同时Sd-Nd同位素解耦又使得其与同一时期的其他埃达克岩存在些许不同。

哈日扎花岗岩形成年龄为（412.2±3.3）Ma（HRZ-1）和（416.6±2.5）Ma（HRZ-3），均处于后碰撞伸展阶段。在Rb-Y+Nb构造判别图解中，投点均位于post-COLG（后碰撞花岗岩）区域（图9b），在Y-Nb-Ce图解中投点集中于A2区域（图8b），反映其形成于碰撞后或岩浆作用结束阶段，佐证了东昆仑造山带在晚志留世处于碰撞后伸展阶段。晚志留世—早泥盆世时期，随着昆南洋（原特提斯洋分支）的闭合和碰撞后伸展，大量镁铁质岩浆沿着区内断裂上升至浅部地壳，不仅为东昆仑夏日哈木等大型-超大型铜镍硫化物矿床的形成提供了物源（王涛等，2016），还为地壳物质的部分熔融提供了热源。随着后碰撞的进行，下地壳物质受幔源物质上侵带来的热发生部分熔融，形成大量的中酸性岩浆；同时有少量地幔熔融物质上涌与壳源岩浆发生混染，形成文中的哈日扎A2型花岗岩。

希望沟花岗岩形成年龄为（403.6±3.1）Ma，同样处于后碰撞伸展阶段。在Rb-Y+Nb构造判别图解中投点均位于post-COLG（后碰撞花岗岩）区域（图9b），反映希望沟花岗岩与碰撞后伸展环境有关，这与晚志留世—早泥盆世东昆仑普遍处于后碰撞拉伸阶段的认识并不冲突。在后碰撞阶段，在有外部热源供给的情况下，I型花岗岩也可以产出，这种热源可能是玄武岩底垫作用或者软流圈直接上涌提供的（Roberts et al.，1993；Thompson et al.，1999），这时期产出的I型花岗岩有一定的俯冲弧的特征，在这种认知背景下，样品XW-12中I型花岗岩的出现可以得到合理的解释。因其具有幔源主导的壳幔混合来源，笔者认为其可能经历了后碰撞伸展时期软流圈直接上涌，同时提供热与幔源物质，使新生玄武质下地壳熔融并混合的形成过程。

4.4 造山带热俯冲

Martin（1999）指出，老的（＞20 Ma）、冷的俯冲板片在其达到湿基性岩固相线之前发生脱水，导致俯冲到弧下时难以熔融；但当年轻的（＜20 Ma）、热的洋壳发生俯冲时，在发生脱水前就可达到湿基性岩固相线，从而在弧下发生部分熔融（Martin，1999）。埃达克岩的形成通常需要角闪石作为反应物和石榴石作为稳定的残余相（Drummond et al.，1996）。因此，在P-T图中埃达克形成区域位于以wet basalt、garnet-in线和hornblende-out线为边界的区域，高Sr/Y和La/Yb值成为埃达克质岩浆岩的典型判别特征。在俯冲环境下，通常只有年轻的且热的洋壳板块俯冲至中等深度发生熔融，并且与地幔间相互作用，才能达到产生埃达克岩的温压条件（高温高压），如在智利南部扩张洋脊发生俯冲形成埃达克质熔岩（McCrory et al.， 2009）。同时，“年轻的、热的大洋板片发生俯冲”这一前提且必需的条件，也约束了热俯冲环境通常出现在洋脊产生的新生洋壳俯冲或是洋脊俯冲2种机制中。

东昆仑东段在早古生代发生了年轻的、热的板片俯冲作用有多方面的证据。近年研究表明，埃达克岩根据成因模式不同可分为O型（Martin et al.，1999）与C型（Gao et al.，2005），而东昆仑造山带在寒武纪—志留纪期间处于洋壳俯冲阶段（Li et al.，2018），在造山带东段发育有广泛的早古生代（晚奥陶世—中志留世）O型埃达克质岩浆，并且大多发育于昆南地体内，昆北地体内较少，包括沟里地区熬洼得花岗闪长岩（陈加杰等，2016）、智玉地区的二长花岗岩和花岗闪长岩（Zhou et al.，2016）、智玉以南Kumo地区花岗闪长岩，Sangsangwama地区的闪长岩与二长花岗岩（Dong et al.，2018a）以及拉浪麦英云闪长岩（Norbu et al.，2021），都具有高Sr、低Y、高Sr/Y和（La/Yb）N值，这可能与东昆仑东段热俯冲结构有关，从而导致俯冲板片在浅部发生脱水熔融形成埃达克质岩浆。在热环境方面，国显正等（2017）整理了浪木日上游、苏海图、宗加、温泉和加当的榴辉岩数据，发现其温压条件一致（T ≥575 ℃，P = 1.2～2.0 Gpa），东昆仑东段内的宗加、加当、温泉的变质峰值位于“热俯冲板块”区域（张泽明等，2021），峰值和退变质作用都在13 ℃/km和20 ℃/km的地热梯度之间（图12），明显高于现代俯冲带中平均海洋地壳的冷地热梯度（≤ 8 ℃/km）（Peacock et al.，1999），说明东昆仑东段在早古生代处于高地温梯度的热环境。

图12 俯冲带变质环境及榴辉岩P-T轨迹（据国显正等，2017；张泽明等，2021修改）Fig. 12 Metamorphic environment and P-T path of eclogite in subduction zone

针对东昆仑造山带东段是否存在热俯冲的讨论，学者们不禁思考处于同一构造演化域的东昆仑造山带西段是否也具有相同的热俯冲作用，是什么因素导致东昆仑造山带在原特提斯演化阶段出现热俯冲过程？事实上不难发现，以东昆仑五龙沟-昆仑河地区为界，东昆仑造山带西端俯冲构架与东段存在显著差异。①东昆仑造山带东西两端埃达克岩发育存在明显差异，表现在东部发育较多，西部发育较少（图8c）。②东昆仑西端夏日哈木-苏海图榴辉岩峰值变质条件为T ≈ 660～700 ℃，P ≈ 2 GPa（祁生胜等，2014），对应于约10 ℃/km的低地温梯度和“冷俯冲板块”区（图12），与东段热环境不同。③东昆仑西段在昆北地体有大量泥盆世花岗岩发育（～400 Ma），可能与冷俯冲板块在深部发生脱水作用释放流体有关，而东部昆北地体内缺乏此时期花岗岩，指示热俯冲板片在浅部已发生熔融。这样同一时期俯冲板片却在东西部存在差异的现象，似乎用洋脊形成的新生洋壳俯冲模型无法解释。同时，结合造山带岩浆产出情况来看，东昆仑造山带东部在昆南地体内广泛发育早古生代埃达克岩，中部缺少弧岩浆但发育有早古生代无水碱性A型花岗岩（Wang et al.，2012），造山带西部内在靠近中部的五龙沟-昆仑河地区发育有少量同时期埃达克岩（王秉璋等，2023），再往西则缺乏埃达克岩报道，这一岩浆岩分布格架恰好可以用洋脊俯冲（ridge subduction）进行解释。当扩张的洋中脊发生俯冲时，大洋板片在洋脊与俯冲带的结合点处发生分离形成板片窗，俯冲板片之下的软流圈地幔通过板片窗直接接触上覆板块形成高热流区域，同时洋中脊两侧板片停止发育并各自进行独立的俯冲活动。俯冲板片的不同部位发生不同的熔融或变质作用，近板片窗区域的俯冲洋壳因转换断层形成的羽状边缘受热面积增大，更易发生热侵蚀而熔融形成埃达克岩；远板片窗的岩石则发生高温高压变质作用形成榴辉岩（Breitsprecher et al.，2003；Thorkelson et al.，2005；Windley et al.，2018）。据此模型认为，在原特提斯时期，昆南洋内可能发育有一倾斜的洋脊，在向北俯冲的过程中洋脊两侧板块分离，形成了埃达克弧-A型花岗岩-埃达克弧的岩浆岩格局和 “西冷东热”的俯冲差异（图13）。东昆仑东部因低角度俯冲使俯冲板片羽状边缘在浅部熔融形成埃达克质岩浆而大范围侵入于昆南地体，样品LMR-9也是俯冲板片羽状边缘熔融的结果；东昆仑西部则可能因相对较大角度的俯冲使得仅在靠近板片窗区域有埃达克质岩浆侵入（王秉璋等，2023），大部分板片进入深俯冲发生熔融而在昆北地体内形成岩浆弧，中断东西两段岛弧的早古生代A型岩浆岩则是板片窗的证据（Wang et al.，2012）（图13）。

5 结论

（1）浪木日花岗岩形成于（429.0±4.0）Ma，为I型埃达克质花岗岩；哈日扎花岗岩形成于（415±3）～（416±2）Ma，为A2型花岗岩；希望沟花岗岩形成于（403.1±1.6）Ma，属于正常I型花岗岩。

（2）浪木日花岗岩Sr-Nd和锆石Hf同位素特征显示其形成于俯冲洋壳熔融形成的埃达克质岩浆与古老壳源物质和下地壳的混合，同时有特殊矿物的参与；哈日扎花岗岩以地壳物质来源为主，兼有幔源物质贡献；希望沟花岗岩则显示幔源物质主导的壳幔混合来源，源区为新生玄武质下地壳。

（3）浪木日花岗岩指示东昆仑造山带在早-中志留世处于俯冲碰撞阶段；哈日扎及希望沟花岗岩指示东昆仑造山带东段在早泥盆世处于后碰撞拉伸背景下。

（4）东昆仑东段早古生代的俯冲弧岩浆岩（埃达克岩），变质岩（麻粒岩和榴辉岩）以及昆南地体与昆北地体内早泥盆世花岗岩的分布差异，指示东昆仑造山带东段在原特提斯时期具有不同于西段的热俯冲机制。同时结合造山带东西两段俯冲（埃达克质）弧被早古生代A型花岗岩截断这一岩浆岩格架，认为可能存在板片窗及板片窗附近的俯冲板片羽状边缘熔融作用，是洋脊俯冲的结果。