阿尔泰造山带晚古生代高温变质作用与塔里木地幔柱活动的成因联系:来自泥质和镁铁质麻粒岩的证据*

2015-03-15刘兆仝来喜

岩石学报 2015年6期

刘兆仝来喜

LIU Zhao1，2 and TONG LaiXi1＊＊

1. 中国科学院广州地球化学研究所，同位素地球化学国家重点实验室，广州 510640

2. 中国科学院大学，北京 100049

1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry，Guangzhou Institute of Geochemistry，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou 510640，China

2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

2014-12-15 收稿，2015-03-10 改回.

1 引言

麻粒岩是指形成于麻粒岩相条件下的，具有高温变质矿物组合的各类变质岩石(翟明国和刘文军，2001)。麻粒岩构成了大陆下地壳主要成分，因此是研究下地壳的窗口(Harley，1989)。

阿尔泰造山带属于中亚造山带的重要组成部分(图1a)，也是世界上典型的显生宙增生造山带(Şengör et al.，1993;Jahn，2004;Xiao et al.，2004)。该造山带不仅构造活动、变质作用和岩浆活动非常复杂，而且是一条举世闻名的多金属成矿带(陈汉林等，2006)。

阿尔泰造山带广泛发育古生代中-低压型递增变质带和数个热-构造-片麻岩穹隆(庄育勋，1994;张翠光等，2004;徐学纯等，2005;Wei et al.，2007)。递增变质带可分为蓝晶石型和红柱石型变质带两种类型，现在一般认为早期蓝晶石型变质作用的时代为泥盆纪(Windley et al.，2002;Wei et al.，2007;Zheng et al.，2007)。对于阿尔泰造山带在泥盆纪的构造背景，目前主要有两种认识，一种认为该造山带在泥盆纪发生弧-陆碰撞(Windley et al.，2002;Wang et al.，2006，2014;Wei et al.，2007)，另一种认为该变质带在泥盆纪(380 ～390Ma)发生洋脊俯冲(孙敏等，2009;Jiang et al.，2010)。

厉子龙等首先报道了阿尔泰造山带南缘乌恰沟地区的镁铁质麻粒岩，认为其峰期变质条件为750 ～780℃/6 ～7kbar(厉子龙等，2004;Li et al.，2004)，角闪岩相退变质的温压条件为590 ～620℃/2.3 ～3.7kbar。之后，Wang et al.(2009b)又报道了阿勒泰市东南部的中-低压高温泥质麻粒岩，其峰期条件为780 ～800℃/5 ～6kbar。而近几年对于阿尔泰造山带二叠纪变质事件的研究集中于超高温泥质麻粒岩方面(Li et al.，2010，2014;仝来喜等，2011，2013;Tong et al.，2014a，b)，Li et al.(2014)通过对富蕴县乌恰沟地区含有斜方辉石+夕线石矿物组合的超高温泥质麻粒岩的研究，认为其变质峰期＞940℃/7.8 ～10kbar，其P-T 演化经历了峰期后等温降压(ITD)的逆时针轨迹。仝来喜等过对阿勒泰市大喀拉苏地区超高温泥质麻粒岩的研究，认为其在峰期前、峰期以及峰期后的P-T 条件分别为890℃/7kbar，970℃/8kbar 和870℃/8 ～9kbar，因此经历了峰期后等压冷却(IBC)的逆时针P-T 演化轨迹(仝来喜等，2013;Tong et al.，2014a，b)。

麻粒岩或片麻岩中锆石U-Pb 或独居石Th-Pb 年龄结果表明阿尔泰造山带在二叠纪经历了一次重要的高级构造变质热事件(肖文交等，2006;Xiao et al.，2008)，其年龄主要分布于260 ～293Ma 之间(胡霭琴等，2006;陈汉林等，2006;郑常青等，2007;Briggs et al.，2007;Wang et al.，2009b;仝来喜等，2013)，但是关于二叠纪变质事件的成因尚存在不同认识，目前主要存在造山后俯冲板片拆沉导致的软流圈上涌和和地幔柱热冲击两种解释(Zhang et al.，2012;Wang et al.，2014;仝来喜等，2011，2013;Tong et al.，2014a，b;Li et al.，2014)。

在阿尔泰造山带南缘的乌恰沟地区，除了超高温泥质麻粒岩外，还出露有一些中-低压泥质和镁铁质麻粒岩(厉子龙等，2004;Li et al.，2004)，并未达到超高温条件，但对其却一直缺少深入的研究，年代学上的耦合性说明它们形成于同期变质事件(270 ～280Ma)，本文着重对乌恰沟地区发生高温变质作用的泥质和镁铁质麻粒岩进行了研究(图1b)。二叠纪变质事件在时间上与新疆二叠纪塔里木地幔柱活动的时间(～275Ma)高度一致(Zhang et al.，2010)，因此阿尔泰高温-超高温麻粒岩的研究对于理解阿尔泰造山带南缘的二叠纪变质事件与塔里木地幔柱的成因联系也具有重要的意义。

2 地质背景

阿尔泰造山带记录了新元古代到晚古生代的构造演化过程，由北向南通常被划分为五个以断层为边界的地体或大地构造单元(Windley et al.，2002;Xiao et al.，2004;Wang et al.，2006，2009a)。单元Ⅰ主要为晚泥盆纪-早石炭纪的变沉积岩，最老岩石为低绿片岩相的安山岩和英安岩;单元Ⅱ主要由新元古代-奥陶纪及少量泥盆纪沉积-火山岩组成;单元Ⅲ(或中阿尔泰地体)形成阿尔泰造山带的主体，主要由新元古代-奥陶纪变沉积岩和变火山岩组成，普遍经历了绿片岩相-高角闪岩相变质作用，Windley et al.(2002)把正片麻岩原岩的形成时代定为志留纪;单元Ⅳ(或阿巴宫地体)主要由志留纪-泥盆纪火山-碎屑沉积岩组成，主要为康布铁堡组和阿勒泰组，并经历了绿片岩相-高角闪岩相变质作用，局部达到麻粒岩相变质作用(厉子龙等，2004;陈汉林等，2006;Chen et al.，2006;Wang et al.，2009b;仝来喜等，2011，2013);单元Ⅴ(或额尔齐斯地体)由前寒武纪基底和泥盆纪-石炭纪火山-碎屑沉积岩组成，经历了绿片岩相-角闪岩相变质作用。部分学者认为单元2 和3 可能属于同一单元(Windley et al.，2002)，从而构成阿尔泰微大陆的主要部分(Hu et al.，2000;Li et al.，2003;Xiao et al.，2004)。

图1 中国阿尔泰地区变质地质简图(a，据Wei et al.，2007 修改)和阿尔泰地区富蕴一带地质简图及采样点位置(b，据厉子龙等，2004 修改)☆-代表采样点位置;O2-3-中-晚奥陶世哈巴河群;Sk1-志留世库鲁姆提群;D1k-早泥盆世康布铁堡组;D2y-中泥盆世蕴都喀拉组;D2a-中泥盆世阿勒泰组;C3k-晚石炭世喀喇额尔齐斯组;J3-晚侏罗世石树沟群;Cz-新生界;ψ4-华力西期基性、超基性岩;γ4-华力西期花岗质岩石;黑色块体表示辉长岩侵入体Fig.1 A simplified metamorphic geological map of the Chinese Altay (a，modified after Wei et al.，2007)and a geological sketch map of the Fuyun area and sampling location of the Altay granulites (b，modified after Li et al.，2004)☆-sample location;O2-3-Middle to Late Ordovician Habahe Group;Sk1-Silurian Kulumuti Group;D1k-Early Devonian Kangbutibao Group;D2y-Middle Devonian Wendukala Formation;D2a-Middle Devonian Aletai Formation;C3k-Late Carboniferous Kala-Erqix Formation;J3-Late Jurassic Shishugou Group;Cz-Cenozoic;ψ4-Variscan mafic mafic and ultramafic rocks;γ4-Variscan granitic rocks;Black block is gabbro intrusions

阿尔泰造山带中分布着大量花岗质岩石和正片麻岩，其面积占该带约40%左右。中国阿尔泰广泛分布的花岗岩和基性侵入体可以划分为早-中古生代(460 ～370Ma)同造山类型，晚古生代(290 ～270Ma)的后造山类型，中生代(220 ～150Ma)非造山类型(邹天人等，1988;Wang et al.，2009a)。中阿尔泰地体和琼库尔-阿巴宫地体的高级变质岩之前被视为古生代沉积岩(哈巴河群)的变质岩，但在90 年代初被认为是古-中元古代克木齐群和新元古代富蕴群变质形成的(李天德等，1996)，因此被理解为元古代基底(Windley et al.，2002)或者前寒武纪微大陆(李会军等，2006)，近年来的研究表明该区域内的副片麻岩原岩沉积于大陆弧或者活动大陆边缘环境(Long et al.，2007;龙晓平等，2008)，时代为泥盆纪(胡霭琴等，2002，2006)。

厉子龙等(2004)和陈汉林等(2006)首先报道了阿尔泰造山带南缘富蕴县乌恰沟的镁铁质麻粒岩，后来Wang et al.(2009b)报道了阿勒泰附近的泥质麻粒岩。近年来又不断有阿尔泰超高温麻粒岩的报道(Li et al.，2010，2014;仝来喜等，2011，2013;Tong et al.，2014a，b)。阿尔泰造山带已报道的麻粒岩均采自额尔齐斯断裂带附近，本文的泥质和镁铁质麻粒岩样品采自富蕴县乌恰沟，以透镜体位于二叠纪基性-超基性侵入岩附近，该地区主要由片麻岩、混合岩和斜长角闪岩组成，而乌恰沟达板北为混合岩、混合片麻岩、片麻岩和变粒岩等(李天德等，1996;厉子龙等，2004)。

3 岩相学特征

本文的泥质和镁铁质麻粒岩均采自阿尔泰造山带南缘的富蕴县乌恰沟地区(图1a，b)，泥质麻粒岩样品包括LT11-47，LT12-35 和LT12-36 三个样品，镁铁质麻粒岩样品为LT12-02，各样品的显微照片及背散射照片见图2。泥质麻粒岩主要矿物为石榴石+堇青石+黑云母+斜长石+石英+磁铁矿+钛铁矿±斜方辉石±尖晶石±钾长石，均不含夕线石。

LT11-47 为石榴石斜方二长堇青片麻岩，中细粒鳞片粒状变晶结构，手标本呈暗灰色，弱片麻状构造，矿物组合为石榴石(8% ～12%)+斜方辉石(8% ～12%)+堇青石(25%～30%)+黑云母(15% ～20%)+斜长石(15% ～20%)+钾长石(15% ～20%)+石英(5% ～8%)+磁铁矿(＜5%)+钛铁矿(＜5%)，为典型的泥质麻粒岩相矿物组合(图2a)。石榴石不显变斑晶，粒度为0.4 ～1.2mm，常包裹有黑云母、堇青石和磁铁矿等早期矿物。其中，斜方辉石、堇青石、钾长石和斜长石大小在0.2 ～0.8mm 之间。黑云母有的包裹在石榴石及堇青石中，自形程度较差，或为峰期前残留矿物，有的穿插其他矿物，呈细条状或针状，可能为退变质阶段矿物。

LT12-35 为石榴石二长堇青片麻岩，斑状变晶结构，手标本呈暗灰色，块状构造，其矿物组合为石榴石(6% ～8%)+堇青石(18% ～25%)+ 黑云母(25% ～30%)+ 斜长石(20% ～25%)+钾长石(10% ～15%)+石英(10% ～15%)+磁铁矿(＜3%)+钛铁矿(＜3%)。石榴石呈变斑晶状，大小为0.8 ～2.5mm，常包裹有黑云母、磁铁矿和石英等峰期前矿物，其边部发育有黑云母+堇青石+钾长石等矿物(图2b)。堇青石、黑云母、斜长石、钾长石和石英等矿物组成基质，粒径约为0.4 ～0.8mm。石榴石及基质矿物中均发育有黑云母包裹体。

LT12-36 为尖晶石斜长堇青片麻岩，斑状变晶结构，具有明显的混合岩外貌，出现很多浅色的脉体。矿物组合为石榴石(15% ～20%)+斜方辉石(5% ～8%)+尖晶石(15% ～20%)+堇青石(25% ～30%)+黑云母(15% ～20%)+斜长石(15% ～20%)+石英(＜5%)+磁铁矿(＜5%)+钛铁矿(＜5%)(图2c，d)，为典型的泥质麻粒岩相矿物组合。石榴石部分呈变斑晶状，粒径为0.8 ～1.5mm，另有部分小颗粒石榴石与斜方辉石、尖晶石、堇青石、斜长石和石英等矿物构成基质，大小为0.1 ～0.6mm。在石榴石核部包裹有黑云母、堇青石、尖晶石和钛铁矿等矿物，其边部矿物主要为堇青石、黑云母、斜长石和石英。尖晶石呈自形或半自形颗粒集合体，主要以三种形式产出:部分包裹于石榴石中，部分位于石榴石边部，还有一部分位于基质中的尖晶石具有堇青石冠状体，尖晶石集合体中还包裹有堇青石和钛铁矿。黑云母自形程度较差，多呈水滴状，可能不是峰期矿物。

有的尖晶石集合体具有堇青石冠状体，其中还包裹有少量堇青石，推测二者应为峰期前的矿物，指示可能发生过变质反应:

石榴石+ 夕线石± 石英= 尖晶石+ 堇青石(Bindu，1997)

该反应是典型的低压变质反应，并借此消耗了峰期前存在的少量夕线石。

LT12-02 为黑云母斜长二辉麻粒岩，手标本呈暗灰色，花岗变晶结构，块状构造。主要矿物组合为斜方辉石(20% ～25%)+单斜辉石(35% ～40%)+斜长石(30% ～40%)+黑云母(5% ～10%)+石英(5%)，另有少量钾长石和角闪石(＜5%)，不透明矿物主要为钛铁矿和少量磁铁矿(图2e，f)。斜方辉石、单斜辉石和石英等粒状矿物大小不一，中细粒均存在，粒径变化于0.05 ～1.20mm 之间。黑云母自形程度较差，多数为港湾状，大多在0.10mm 以下，存在于基质中或者以包裹体形式存在于其他矿物中。在斜方辉石中含有一些定向排列的富钛角闪石和钛铁矿，斜长石、黑云母中普遍含有一些针状磷灰石(图2e 和f)，有时可见磷灰石同时切穿二者，表明磷灰石应是后期变质产物。不透明矿物以钛铁矿为主，主要包裹其他矿物中，粒径通常小于0.20mm，少数存在于基质中的大颗粒钛铁矿粒径可达0.40mm。

上述矿物组合，指示在进变质过程中可能发生过角闪石分解熔融反应:

角闪石+石英=斜方辉石+单斜辉石±斜长石+熔体(Pattison et al.，2003)。

图2 阿尔泰泥质和镁铁质麻粒岩的显微照片以及背散射照片(a)LT11-47，石榴子石与斜方辉石、堇青石、斜长石和磁铁矿等;(b)LT12-35，石榴子石变斑晶附近的黑云母、堇青石和石英;(c)LT12-36，尖晶石周围具有堇青石冠状体，尖晶石中包裹有堇青石和钛铁矿;(d)LT12-36，靠近大的石榴石变斑晶的尖晶石，并且有的尖晶石被石榴子石包裹;(e)LT12-02，斜方辉石变斑晶与单斜辉石、斜长石、黑云母等共生，opx 中有钛铁矿和定向排列的角闪石;(f)LT12-02，镁铁质麻粒岩中出现钾长石，并与单斜辉石、斜方辉石、黑云母和斜长石共生. 矿物缩写:gt-石榴石;opx-斜方辉石;cpx-单斜辉石;cd-堇青石;sp-尖晶石;bt-黑云母;pl-斜长石;ksp-钾长石;ilm-钛铁矿;mt-磁铁矿;amph-角闪石;q-石英Fig.2 Photomicrographs and Back Scattered Images (BSI)of metapelitic and mafic granulites in the Altay orogen(a)LT11-47，garnet+orthopyroxene+cordierite+plagioclase+magnetite;(b)LT12-35，the assemblage of biotite，cordierite and quartz near the garnet porphyroblast;(c)LT12-36，coronas cordierite develops along the spinel rim，and some cordierite and ilmenite inclusions occur in the spinel;(d)LT12-36，some spinels occur near the garnet porphyroblast，and some spinels occur as inclusions in the garnet porphyroblast;(e)LT12-02，BSI image showing assemblage of orthopyroxene+clinopyroxene +plagioclase +biotite，and ilmenite as well as directional amphibole inclusions occur in orthopyroxene;(f)LT12-02，potash feldspar occurs in a assemblage of k-feldspar+plagioclase+orthopyroxene+clinopyroxene+biotite in the mafic granulite. Mineral abbreviations:gt-garnet;opx-orthopyroxene;cpx-clinopyxene;cd-cordierite;sp-spinel;bt-biotite;pl-plagioclase;ksp-k-feldspar;ilm-ilmenite;mt-magnetite;amph-amphibole;q-quartz

4 矿物化学

本文单矿物的电子探针数据由中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室的JXA-8100 型电子探针仪完成，其实验条件为:加速电压15kV，束流30nA，束斑1μm;大部分元素的分析时间为为10s，采样ZAF 校正方法，各样品主要矿物的电子探针数据见表1。

样品LT11-47 中，石榴石主要是铁铝榴石-镁铝榴石-锰铝榴石的固溶体，从核部向边部成分变化为Alm64-65Pyr22-21

Grs2-3Sps12-13，说明受退变质阶段成分再平衡影响，故不显成分环带。堇青石的Mg#值为68 左右，斜长石An 变化范围为0.1 ～0.2。黑云母的XMg=0.3 ～0.4，TiO2含量为3.3% ～4.0%。斜方辉石的Al2O3含量较低，为2.3% ～2.6%，核部到边部XMg几乎无变化，约为0.3 ～0.4。

表1 阿尔泰泥质和镁铁质麻粒岩中主要矿物探针分析(wt%)Table 1 The EPMA analysis results of representative minerals in the metapelitic and mafic granulites in the Altay orogen (wt%)

样品LT12-35 中，石榴石主要是铁铝榴石-镁铝榴石的固溶体，从核部向边部成分变化为Alm67-70Pyr21-26Grs3-1Sps9-6，显微弱的成分环带。堇青石的Mg#值为53 左右，斜长石中XAn约为0.3。黑云母的XMg值约为0.5，TiO2含量为3.2%～3.7%。

样品LT12-36 中，石榴石主要是铁铝榴石-镁铝榴石-锰铝榴石的固溶体，从核部向边部成分几乎无变化，为Alm66-67Pyr20-17Grs2-3Sps12-14。堇青石的Mg#值变化范围为64 ～67，基质中斜长石中XAn约为0.3，以包裹体形式存在于石榴石中的斜长石XAn较高，可达0.4 ～0.5。黑云母的XMg值约为0.5，TiO2含量约为3.9%。少量的斜方辉石主要为顽火辉石和铁辉石，以贫铝为特征，Al2O3含量变化于0.2% ～1.4%之间，发育有堇青石冠状体的尖晶石，XMg约为0.2，包裹于石榴石中的尖晶石，XMg较高，可达0.4 左右。

样品LT12-02 中，单斜辉石主要为普通辉石，其端元组分为Wo29-44En31-34Fs24-36，斜方辉石主要为顽火辉石和铁辉石，Fe2+/(Ca+Fe2++Mg)比值约为0.5，从核部到边部几乎无变化，Al2O3含量为2.2% ～2.5%。基质中的角闪石主要为钙镁闪石，而斜方辉石中包裹的角闪石多为铁阳起石和透闪石，氟氯含量低，TiO2含量较高(～2.19%)，(Na+Ca)M4=～1.0。斜长石中钙长石牌号较低，XAn为0.2 ～0.3。黑云母的XMg变化范围为0.4 ～0.5。

5 P-T 计算及相平衡模拟

根据矿物岩相学分期以及矿物化学数据，我们首先使用传统的矿物温压计对不同变质阶段的变质作用P-T 条件进行计算。

泥质和镁铁质麻粒岩中往往保留了多个阶段的矿物组合，经过大量的岩石学相平衡实验，人们已经标定了许多适用于这两大类岩石的温压计，因此我们在本文中首先采用了传统地质温压计进行P-T 计算。传统的温压计方法由于计算方便容易操作，故得到广泛的应用，但是却存在误差较大和应用局限等问题。一些地质学家提出基于内部一致性热力学数据库的多相平衡矿物温压计，如利用Thermocalc 计算独立变质反应(Powell and Holland，1994)。因此，我们除了采用传统温压计计算之外，还基于热力学数据库tc-ds 55s(Holland and Powell，1998;November，2003 升级)，采用THERMOCALC 平均温压方法作为补充。

变质相图方法主要是利用内洽性热力学数据库和有关的计算机软件Thermocalc 等定量计算一系列相图(Holland and Powell，1998)。P-T 视剖面图表示对特定全岩成分的相平衡关系，表明了某一特定成分的岩石在P-T 空间内的不同矿物组合的稳定范围(Holland and Powell，1998)。借助变质相图模拟，我们可以确定天然矿物组合的P-T 条件，解释矿物包裹体和反应关系等，在P-T 视剖面图上，可以定量计算出各种矿物成分、摩尔含量，从而对岩石的P-T 条件和P-T演化轨迹给出更好的限定。

Wang et al.(2009b)对阿勒泰市附近的泥质麻粒岩在简单的KFMASH 体系下进行了相平衡模拟，虽限定了峰期变质条件为780 ～800℃/5 ～6kbar，但并没有得到一条确切的P-T 轨迹，后来对夕线石片岩进行了NCKFMASHTO 体系下的相平衡模拟(Wang et al.，2014)，但是变质峰期温度较低，未达到麻粒岩相，所以本文对于不含超高温矿物组合的泥质麻粒岩样品LT12-35 进行了视剖面图模拟，以期得到一条合理的麻粒岩相变质作用的P-T 轨迹。已有学者对该区超高温泥质麻粒岩进行了相平衡研究(Li et al.，2014;Tong et al.，2014b)，但是具有类似矿物组合和反应结构，但是不含夕线石的泥质高温麻粒岩并没有进行深入研究，所以本文挑选了含有Sp+Opx+Grt +Crd +Pl +Bi +Q 的泥质麻粒岩样品LT12-36 进行了视剖面图模拟。

5.1 矿物温压计计算

对于样品LT11-47，我们采用采用了石榴石-斜方辉石的Fe-Mg-Al 交换温压计(Pattison et al.，2003)计算得到的峰期条件为794℃、4.8kbar;采用斜方辉石-黑云母温度计(吴春明等，1999)在4kbar 时计算得到的温度为791℃;采用石榴石-斜方辉石-斜长石-石英压力计(Newton and Perkins，1982;Perkins and Chipera，1985)在790℃时计算得到的压力为4.4～5.2kbar 范围内，吻合性较好，可能代表了峰期的变质条件。采用石榴石-黑云母温度计(Perchuk and Lavrentpeva，1983)在5kbar 计算得到的温度为705℃，可能代表了退变质条件，通过石榴石-黑云母-斜长石-石英(GBPQ)地质温压计(Wu et al.，2004)计算得到的退变质条件为719℃、5.0kbar，应代表退变质阶段的P-T 条件。

对于样品LT12-35，峰期矿物组合为石榴石+堇青石+斜长石+钾长石+黑云母+石英，通过石榴石-黑云母-斜长石-石英地质温压计(Wu et al.，2004)计算得到的退变质条件为573℃，2.2kbar，应代表退变质过程中的某个阶段的P-T条件。对于LT12-36，峰期矿物组合为石榴石+斜方辉石+堇青石+斜长石+钾长石+石英，通过石榴石-黑云母-斜长石-石英地质温压计(Wu et al.，2004)计算得到的退变质条件为670℃、3.2kbar，同样代表退变质阶段的P-T 条件。

对于镁铁质麻粒岩样品LT12-02，基性麻粒岩组合不同于以往对该地区镁铁质麻粒岩的报道，矿物组合中出现了钾长石，斜方辉石中有定向排列的角闪石和钛铁矿出溶。我们对相邻的斜方辉石和单斜辉石矿物对的核部成分采用二辉石温度计(Wood and Banno，1973;Wells，1977;Brey and Köhler，1990)，计算的峰期变质温度除了Brey and Köhler(1990)计算结果较低外，其余的计算结果均为810 ～865℃，比厉子龙等(2004)所得的峰期温度要高，明显达到了麻粒岩相，而对于边部成分采用二辉石温度计所得计算结果为800～845℃(Wood and Banno，1973;Wells，1977)。对于镁铁质麻粒岩变质峰期的压力条件尚无法精确限定，厉子龙等(2004)根据前人对全球麻粒岩的统计资料认为阿尔泰镁铁质麻粒岩的压力大概为6 ～7kbar，但是对于接触变质作用，其压力可显著低于6 ～7kbar，斜方辉石+单斜辉石+斜长石+石英被认为是典型的中低压麻粒岩矿物组合，结合本区镁铁质麻粒岩的产出环境，我们认为镁铁质麻粒岩的峰期条件很可能落在中低压麻粒岩相范围。我们采用角闪石单矿物地质温压计对退变质阶段的P-T 条件进行了计算，得到的温压条件为588℃、1.7 ～2.8kbar(Gerya et al.，1997;Hollister et al.，1987;Johnson and Rutherford，1989;Anderson and Smith，1995)，与厉子龙等(2004)所得到的角闪岩相退变质条件接近。

5.2 变质相图模拟

本文的P-T 视剖面图模拟采用了Thermocalc 3.33 程序(Powell and Holland，1998)和ds-55s 数据库(Powell and Holland，1998;November，2003 升级)。利用经典的KFMASH 体系可以模拟麻粒岩相泥质岩基本的的相平衡关系(Wei et al.，2004)，加入Na2O 和CaO 后可以引入斜长石和一个更加符合实际的硅酸盐熔体模型(White et al.，2007)，所以本文在NCKFMASH 体系下对LT12-35 样品进行了相平衡模拟。但是对于样品LT12-36，出现了尖晶石以及钛铁矿等不透明矿物，需要考虑Fe3+和Ti 的影响，因此对该样品所采用的模式体系为NCKFMASHTO 体系。

样品LT12-35 视剖面图计算所采用的矿物活度模型分别为石榴石(g;White et al.，2007)、斜方辉石(opx;Powell and Holland，1999)、堇青石(cd;Holland and Powell，1998)、黑云母(bi;White et al.，2007)、斜长石和钾长石(pl，ksp;Holland and Powell，2003)、硅酸盐熔体(liq;White et al.，2007)，水、石英、铝硅酸盐矿物为纯相。LT12-36 视剖面图计算所采用的矿物活度模型为斜方辉石(opx;White et al.，2002)、尖晶石(sp;White et al.，2002)、钛铁矿(ilm;White et al.，2000)、磁铁矿(mt;White et al.，2000)，其余与样品LT12-36 所采用的矿物活度模型一致。

全岩成分主要基于全岩主量测试，并参考了T-X(H2O)和T-X(O)视剖面图而确定。图3a 为样品LT12-35 在NCKFMASH 体系下的P-T 视剖面图，所采用的全岩成分为H2O =5mol%，SiO2=62.02mol%，Al2O3=11.71mol%，CaO= 0.58mol%，MgO = 8.78mol%，FeO = 7.68mol%，K2O =3.07mol%，Na2O=1.68mol%。样品中观测的峰期矿物组合g+cd+bi+ksp+pl+liq +q 占据了相图左侧一个狭窄的区域，约束的峰期条件为770 ～820℃、4.8 ～7.8kbar，所测石榴子石核部x(g)=Fe/(Fe+Mg)=0.72，落在g+cd+bi+pl+ksp+liq+q 三变区间的低压部分，能很好限定温度在760 ～780℃范围内，但是却不能很好地限制出一个压力条件，因此我们采用了Thermocalc 平均温压计算方法求解其平均压力(Powell and Holland，1994)，在该温度范围内对其求解压力为5.1 ～5.2kbar，置信度95%范围内计算的平均压力落在这个范围内，其平均压力为5.1kbar，代表了近似峰期的条件。

图3 阿尔泰泥质麻粒岩的P-T 视剖面图(a)LT12-35 在NCKFMASH(+ksp)体系下的视剖面图，峰期矿物组合g+cd+bi+ksp +pl +liq +q 占据了相图左侧一个狭窄的区域，约束的峰期条件为770 ～820℃、4.8 ～7.8kbar. 虚线代表摩尔分数等值线x(g)=Fe2+ /(Fe2+ +Mg)，能够给出一个更好地约束;(b)LT12-36 在NCKFMASHTO(+ cd + ksp + pl + liq+ilm)体系下的视剖面图，峰期矿物组合大致落在靠近相图中心的位置，温压范围为790 ～850℃、3.0 ～3.5kbarFig. 3 P-T pseudosections calculated for the Altay metapelitic granulite(a)the P-T pseudosection for the metapelitic granulite LT12-35 in the NCKFMASH (+ksp in excess)system. The peak metamorphic assemblage，g+cd+bi+ksp+pl+liq+q occupies a narrow field to the left of center of the diagram，constraining peak metamorphism to 770 ～820℃and 4.8 ～7.8kbar. The x(g)=Fe2+ /(Fe2+ +Mg)mineral composition isopleths，shown as dashed lines in the figure，constrains peak metamorphism further;(b)the P-T pseudosection for the metapelitic granulite LT12-36 in the NCKFMASHTO (+cd+ksp + pl + liq + ilm in excess)system. The peak metamorphic assemblage，g + opx + cd + bi + ksp + pl + liq + q + mt + ilm approximately occupies a narrow field next to the center of the diagram，constraining peak metamorphism to 790 ～840℃and 3.0 ～3.5kbar

图3b 为LT12-36 在NCKFMASHTO 体系下的P-T 视剖面图，所采用的全岩成分为H2O = 3.5mol%，SiO2=64.46mol%，Al2O3= 13.87mol%，CaO = 2.13mol%，MgO =3.30mol%，FeO = 5.94mol%，Na2O = 3.64mol%，K2O =1.85mol%，TiO2=0.60mol%，O =0.16mol%。所观测到的g+opx+cd+ pl +liq +q +mt +ilm 矿物组合，在视剖面图中落在一个狭窄的四变度区间，峰期P-T 条件为790 ～840℃、3.0 ～3.5kbar，而该区域中的石榴石成分等值线与实际测量的矿物成分等值线不能很好匹配，说明在退变质过程中受到了Fe-Mg 再平衡的影响。

6 讨论

6.1 变质作用的P-T 轨迹及其构造背景

本文通过详细的岩相学观察，大量的矿物温压计计算以及视剖面图模拟，对新疆富蕴县乌恰沟地区具有不同矿物组合的高温泥质和镁铁质麻粒岩进行了深入研究，确定了一系列具有不同变质峰期的泥质和镁铁质麻粒岩(图4)。

本文对泥质麻粒岩样品LT11-47 计算得到的峰期条件为791 ～794℃、4.4 ～5.2kbar，退变质条件为719℃、5.0kbar，说明其在变质峰期后经历了近等压冷却(IBC)的P-T 轨迹。样品LT12-35，P-T 估算结果表明其峰期变质条件为～5.1kbar 和760 ～770℃。样品LT12-36 中的斜方辉石Al2O3为0.2% ～1.4%，明显不同于超高温泥质麻粒岩中斜方辉石的高铝成分(8.7% ～9.8%)(仝来喜等，2013;Li et al.，2010，2014)，其温压计算和相平衡模拟结果也表明本样品峰期为3.0 ～3.5kbar 和790 ～840℃，未达到超高温条件。

镁铁质麻粒岩样品LT12-02，矿物组合为斜方辉石+单斜辉石+黑云母+斜长石+石英+磁铁矿，利用二辉石温度计计算的峰期条件为800 ～860℃，变质时代为270Ma(仝来喜，未发表资料)，与之前报道的泥质和镁铁质麻粒岩以及泥质超高温麻粒岩的年龄一致(陈汉林等，2006;Wang et al.，2009b;仝来喜等，2013;Li et al.，2014)，故代表同期变质事件。退变质阶段的P-T 条件为588℃、1.7 ～2.8kbar，与厉子龙等(2004)所得到的角闪岩相退变质条件接近。

图4 阿尔泰泥质及镁铁质麻粒岩的P-T 轨迹根据视剖面图模拟以及温压计计算所得到的阿尔泰高温麻粒岩的P-T 轨迹，并与Tong et al. (2014b)和Li et al. (2014)通过对超高温泥质麻粒岩研究所所得到的P-T 轨迹进行对比Fig. 4 P-T paths of the Altay metapelitic and mafic granulitesP-T diagram showing P-T paths of the Altay granulites based on the pseudosections and thermobarometers. The previous results from Tong et al. (2014b)and Li et al. (2014)are shown for comparison

如图4 所示，我们得到乌恰沟地区高温泥质和镁铁质麻粒岩峰期后的两类P-T 轨迹，样品LT11-47 和样品LT12-36反映了峰期后近等压冷却(IBC)的一段P-T 演化轨迹，而样品LT12-35 和样品LT12-02 反映了峰期后减压冷却的一段P-T 演化轨迹。虽然峰期前的P-T 轨迹尚无法精确限定，但是本文仍通过对泥质麻粒岩的研究得到两条峰期后近等温降压(IBC)的P-T 演化过程，阿勒泰大喀拉苏以及乌恰沟地区超高温泥质麻粒岩也在峰期后经历了一段近等压冷却(IBC)的P-T 演化历史(Tong et al.，2014a，b;Li et al.，2014)，而这种IBC 过程通常与逆时针P-T 演化轨迹相对应。LT12-35 和LT12-02 峰期后减压冷却过程可能是由于高温泥质和镁铁质麻粒岩未充分冷却便开始折返，导致峰期后的近等压冷却(IBC)过程未能有效记录。结合之前关于阿尔泰超高温麻粒岩的报道和研究(仝来喜等，2013;Tong et al.，2014a，b;Li et al.，2014)，反映了阿尔泰二叠纪变质事件整体上发生于一个伸展的大地构造背景之下，而此伸展背景或与二叠纪地幔柱活动有关(仝来喜等，2011，2013;Tong et al.，2014a，b;Wang et al.，2014)。

6.2 阿尔泰晚古生代变质事件与塔里木地幔柱活动的成因联系

本区中-低压高温泥质和镁铁质麻粒岩以及片麻岩的变质年龄与该造山带超高温麻粒岩变质作用的时间基本一致，应为同期变质事件。对该区域麻粒岩和片岩、片麻岩的锆石以及独居石定年结果支持高温变质事件发生于二叠纪，时间为270 ～293Ma 之间(郑常青等，2005;胡霭琴等，2006;Zheng et al.，2007;Wang et al.，2009b;仝来喜等，2013)。但是关于二叠纪变质事件的成因尚存在不同认识，如阿尔泰造山带在二叠纪发生洋壳的俯冲和板块碰撞，从而导致麻粒岩高温或超高温变质作用(Li et al.，2004;Chen et al.，2006)，或二叠纪麻粒岩相变质作用的发生与造山后的拆沉及软流圈上涌有关(Li et al.，2014)，或存在二叠纪地幔柱事件(Pirajno et al.，2008;Zhang et al.，2010，2012;Wang et al.，2014;仝来喜等，2013;Tong et al.，2014a，b)。

阿尔泰造山带大量的年代学数据表明该区在二叠纪经历了一次重要的高级构造变质热事件(肖文交等，2006;Xiao et al.，2008)。岩浆作用的产物，包括二叠纪玄武岩、基性-超基性侵入体和A 型花岗岩，在阿尔泰造山带广泛分布(Zhang et al.，2010)。在阿尔泰造山带发育大量的钙碱性和碱性花岗岩，为典型的后造山类型，时代为二叠纪(Han et al.，1999;王涛等，2005)。阿尔泰南缘发育很多岩脉(Tang et al.，2012;沈晓明等，2013)，例如富蕴以西酸性岩脉群的年龄为277 ～286Ma(宫红良等，2007)。此外，乌恰沟地区发育有大量的镁铁质侵入岩(岩脉或小岩体)，形成于257Ma(陈立辉和韩宝福，2006)，喀拉通克含Cu-Ni-PGE 硫化物基性-超基性杂岩的年龄为287Ma(Han et al.，2004)，阿勒泰辉长岩的年龄为281Ma(童英等，2006)。这些年代学上的耦合性表明阿尔泰造山带在晚古生代经历的不止是一期变质事件，同时也是一期重要的岩浆事件。

该构造岩浆热事件与新疆二叠纪塔里木地幔柱活动的时间(～275Ma)高度一致(Zhang et al.，2010)，该区中-低压高温泥质和镁铁质麻粒岩以及超高温泥质麻粒岩均位于岩浆侵入体附近，而微量元素研究表明乌恰沟地区的基性侵入体具有幔源特征(陈立辉和韩宝福，2006)，因此，阿尔泰超高温变质事件可能与二叠纪塔里木地幔柱活动引起的岩浆底侵和下地壳伸展加热密切相关(仝来喜等，2013;Tong et al.，2014a，b)，并且通过对已有的一些超高温变质事件的认识，Guo et al.(2012)提出对于特定全岩成分的岩石，在靠近高温侵入体的位置可以发生超高温变质作用。结合其峰期后近等压冷却(IBC)的P-T 演化轨迹，野外产状以及温压计算，我们认为幔源岩浆底垫加热和后造山的伸展导致的同时代侵入体提供了阿尔泰南缘高温-超高温变质作用所需的热源。

通过对阿勒泰大喀拉苏地区超高温麻粒岩和中-低压高温麻粒岩详细的野外观察，Tong et al.(2014a)认为超高温变泥质麻粒岩可能通过后期剪切构造作用就位于中-低压高温泥质麻粒岩之中，本文的温压计算结果支持这一推测，本文报道的泥质和镁铁质麻粒岩压力明显低于此前报道的泥质超高温麻粒岩(仝来喜等，2013;Li et al.，2014)。此外，本文所选用的样品以及之前报道的乌恰沟和阿勒泰大喀拉苏附近的超高温麻粒岩均采自额尔齐斯断裂带附近，一般把该断裂带视为早-中古生代的俯冲带位置(Xiao et al.，2004;Han et al.，2010;Zhang et al.，2012)，但在晚古生代(290 ～280Ma)，该带经历了大范围左旋变形(Laurent-Charvet et al.，2003;Zhang et al.，2012)，该构造事件极有可能和基性及酸性岩浆的侵入以及高温-超高温变质作用的发生有着一定的联系。

所以，我们认为在晚古生代塔里木地幔柱流沿着塔里木边缘的构造薄弱带(额尔齐斯断裂带)迁移，导致深源岩浆的侵入以及地幔岩石圈的减薄，并提供重要热源导致上覆地壳的快速加热，从而形成同时期大量的A 型花岗岩侵入体和岩脉，同时作为热源导致该区高温-超高温麻粒岩相变质作用的发生，并与该区域内广泛出现的片岩、片麻岩和斜长角闪岩有密切的成因联系。高温泥质和镁铁质麻粒岩以及超高温泥质麻粒岩的变质年龄、大量基性和酸性侵入体的形成年龄与塔里木地幔柱活动的时代高度吻合，高温-超高温麻粒岩均位于额尔齐斯断裂带附近并靠近幔源基性侵入体，该区域内广泛出现多个热穹窿，高温-超高温麻粒岩相变质作用峰期变质条件以及P-T 轨迹，均支持这一结论。

7 结论

本文通过对中国阿尔泰造山带南缘的富蕴县乌恰沟地区的泥质和镁铁质麻粒岩进行详细的岩相学观察，采用传统温压计和平均温压计算方法，结合变质相平衡模拟，确定了其高温变质作用的峰期条件，并建立了峰期后的P-T 演化轨迹。综合已有的变质年代学资料以及该区超高温泥质麻粒岩的研究结果，我们得到以下认识:

(1)本文确定了具有不同矿物组合的泥质和镁铁质麻粒岩的峰期(770 ～865℃、3.0 ～5.1kbar)以及退变质条件，得到了两条峰期后近等压冷却的P-T 轨迹，与对阿勒泰大喀拉苏超高温泥质麻粒岩的研究结果相一致(仝来喜等，2013;Tong et al.，2014a，b)。这种峰期后近等压冷却(IBC)的PT 轨迹通常与伸展的大地构造背景相对应。

(2)阿尔泰造山带在晚古生代发生了一次重要的构造岩浆热事件，时代为二叠纪。该区的超高温-高温麻粒岩以及广泛出现的片麻岩年龄(270 ～280Ma)与塔里木地幔柱活动导致的后造山幔源侵入体的时间高度吻合，暗示塔里木地幔柱活动引起的幔源岩浆底垫，加热和后造山的伸展导致的同时代侵入体提供了阿尔泰南缘二叠纪变质作用发生所需要的热源。

致谢电子探针分析得到广州地化所同位素地球化学国家重点实验室电子探针实验室陈林丽工程师的帮助;审稿人给出了非常有益的建设性修改意见;作者在此一并表示诚挚的感谢。

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