劉兆 仝來喜

LIU Zhao1，2 and TONG LaiXi1＊＊

1. 中國科學院廣州地球化學研究所，同位素地球化學國家重點實驗室，廣州 510640

2. 中國科學院大學，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

麻粒巖是指形成于麻粒巖相條件下的，具有高溫變質礦物組合的各類變質巖石(翟明國和劉文軍，2001)。麻粒巖構成了大陸下地殼主要成分，因此是研究下地殼的窗口(Harley，1989)。

阿爾泰造山帶屬于中亞造山帶的重要組成部分(圖1a)，也是世界上典型的顯生宙增生造山帶(?eng?r et al.，1993;Jahn，2004;Xiao et al.，2004)。該造山帶不僅構造活動、變質作用和巖漿活動非常復雜，而且是一條舉世聞名的多金屬成礦帶(陳漢林等，2006)。

阿爾泰造山帶廣泛發(fā)育古生代中-低壓型遞增變質帶和數(shù)個熱-構造-片麻巖穹隆(莊育勛，1994;張翠光等，2004;徐學純等，2005;Wei et al.，2007)。遞增變質帶可分為藍晶石型和紅柱石型變質帶兩種類型，現(xiàn)在一般認為早期藍晶石型變質作用的時代為泥盆紀(Windley et al.，2002;Wei et al.，2007;Zheng et al.，2007)。對于阿爾泰造山帶在泥盆紀的構造背景，目前主要有兩種認識，一種認為該造山帶在泥盆紀發(fā)生弧-陸碰撞(Windley et al.，2002;Wang et al.，2006，2014;Wei et al.，2007)，另一種認為該變質帶在泥盆紀(380 ～390Ma)發(fā)生洋脊俯沖(孫敏等，2009;Jiang et al.，2010)。

厲子龍等首先報道了阿爾泰造山帶南緣烏恰溝地區(qū)的鎂鐵質麻粒巖，認為其峰期變質條件為750 ～780℃/6 ～7kbar(厲子龍等，2004;Li et al.，2004)，角閃巖相退變質的溫壓條件為590 ～620℃/2.3 ～3.7kbar。之后，Wang et al.(2009b)又報道了阿勒泰市東南部的中-低壓高溫泥質麻粒巖，其峰期條件為780 ～800℃/5 ～6kbar。而近幾年對于阿爾泰造山帶二疊紀變質事件的研究集中于超高溫泥質麻粒巖方面(Li et al.，2010，2014;仝來喜等，2011，2013;Tong et al.，2014a，b)，Li et al.(2014)通過對富蘊縣烏恰溝地區(qū)含有斜方輝石+夕線石礦物組合的超高溫泥質麻粒巖的研究，認為其變質峰期＞940℃/7.8 ～10kbar，其P-T 演化經歷了峰期后等溫降壓(ITD)的逆時針軌跡。仝來喜等過對阿勒泰市大喀拉蘇地區(qū)超高溫泥質麻粒巖的研究，認為其在峰期前、峰期以及峰期后的P-T 條件分別為890℃/7kbar，970℃/8kbar 和870℃/8 ～9kbar，因此經歷了峰期后等壓冷卻(IBC)的逆時針P-T 演化軌跡(仝來喜等，2013;Tong et al.，2014a，b)。

麻粒巖或片麻巖中鋯石U-Pb 或獨居石Th-Pb 年齡結果表明阿爾泰造山帶在二疊紀經歷了一次重要的高級構造變質熱事件(肖文交等，2006;Xiao et al.，2008)，其年齡主要分布于260 ～293Ma 之間(胡靄琴等，2006;陳漢林等，2006;鄭常青等，2007;Briggs et al.，2007;Wang et al.，2009b;仝來喜等，2013)，但是關于二疊紀變質事件的成因尚存在不同認識，目前主要存在造山后俯沖板片拆沉導致的軟流圈上涌和和地幔柱熱沖擊兩種解釋(Zhang et al.，2012;Wang et al.，2014;仝來喜等，2011，2013;Tong et al.，2014a，b;Li et al.，2014)。

在阿爾泰造山帶南緣的烏恰溝地區(qū)，除了超高溫泥質麻粒巖外，還出露有一些中-低壓泥質和鎂鐵質麻粒巖(厲子龍等，2004;Li et al.，2004)，并未達到超高溫條件，但對其卻一直缺少深入的研究，年代學上的耦合性說明它們形成于同期變質事件(270 ～280Ma)，本文著重對烏恰溝地區(qū)發(fā)生高溫變質作用的泥質和鎂鐵質麻粒巖進行了研究(圖1b)。二疊紀變質事件在時間上與新疆二疊紀塔里木地幔柱活動的時間(～275Ma)高度一致(Zhang et al.，2010)，因此阿爾泰高溫-超高溫麻粒巖的研究對于理解阿爾泰造山帶南緣的二疊紀變質事件與塔里木地幔柱的成因聯(lián)系也具有重要的意義。

2 地質背景

阿爾泰造山帶記錄了新元古代到晚古生代的構造演化過程，由北向南通常被劃分為五個以斷層為邊界的地體或大地構造單元(Windley et al.，2002;Xiao et al.，2004;Wang et al.，2006，2009a)。單元Ⅰ主要為晚泥盆紀-早石炭紀的變沉積巖，最老巖石為低綠片巖相的安山巖和英安巖;單元Ⅱ主要由新元古代-奧陶紀及少量泥盆紀沉積-火山巖組成;單元Ⅲ(或中阿爾泰地體)形成阿爾泰造山帶的主體，主要由新元古代-奧陶紀變沉積巖和變火山巖組成，普遍經歷了綠片巖相-高角閃巖相變質作用，Windley et al.(2002)把正片麻巖原巖的形成時代定為志留紀;單元Ⅳ(或阿巴宮地體)主要由志留紀-泥盆紀火山-碎屑沉積巖組成，主要為康布鐵堡組和阿勒泰組，并經歷了綠片巖相-高角閃巖相變質作用，局部達到麻粒巖相變質作用(厲子龍等，2004;陳漢林等，2006;Chen et al.，2006;Wang et al.，2009b;仝來喜等，2011，2013);單元Ⅴ(或額爾齊斯地體)由前寒武紀基底和泥盆紀-石炭紀火山-碎屑沉積巖組成，經歷了綠片巖相-角閃巖相變質作用。部分學者認為單元2 和3 可能屬于同一單元(Windley et al.，2002)，從而構成阿爾泰微大陸的主要部分(Hu et al.，2000;Li et al.，2003;Xiao et al.，2004)。

圖1 中國阿爾泰地區(qū)變質地質簡圖(a，據Wei et al.，2007 修改)和阿爾泰地區(qū)富蘊一帶地質簡圖及采樣點位置(b，據厲子龍等，2004 修改)☆-代表采樣點位置;O2-3-中-晚奧陶世哈巴河群;Sk1-志留世庫魯姆提群;D1k-早泥盆世康布鐵堡組;D2y-中泥盆世蘊都喀拉組;D2a-中泥盆世阿勒泰組;C3k-晚石炭世喀喇額爾齊斯組;J3-晚侏羅世石樹溝群;Cz-新生界;ψ4-華力西期基性、超基性巖;γ4-華力西期花崗質巖石;黑色塊體表示輝長巖侵入體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

阿爾泰造山帶中分布著大量花崗質巖石和正片麻巖，其面積占該帶約40%左右。中國阿爾泰廣泛分布的花崗巖和基性侵入體可以劃分為早-中古生代(460 ～370Ma)同造山類型，晚古生代(290 ～270Ma)的后造山類型，中生代(220 ～150Ma)非造山類型(鄒天人等，1988;Wang et al.，2009a)。中阿爾泰地體和瓊庫爾-阿巴宮地體的高級變質巖之前被視為古生代沉積巖(哈巴河群)的變質巖，但在90 年代初被認為是古-中元古代克木齊群和新元古代富蘊群變質形成的(李天德等，1996)，因此被理解為元古代基底(Windley et al.，2002)或者前寒武紀微大陸(李會軍等，2006)，近年來的研究表明該區(qū)域內的副片麻巖原巖沉積于大陸弧或者活動大陸邊緣環(huán)境(Long et al.，2007;龍曉平等，2008)，時代為泥盆紀(胡靄琴等，2002，2006)。

厲子龍等(2004)和陳漢林等(2006)首先報道了阿爾泰造山帶南緣富蘊縣烏恰溝的鎂鐵質麻粒巖，后來Wang et al.(2009b)報道了阿勒泰附近的泥質麻粒巖。近年來又不斷有阿爾泰超高溫麻粒巖的報道(Li et al.，2010，2014;仝來喜等，2011，2013;Tong et al.，2014a，b)。阿爾泰造山帶已報道的麻粒巖均采自額爾齊斯斷裂帶附近，本文的泥質和鎂鐵質麻粒巖樣品采自富蘊縣烏恰溝，以透鏡體位于二疊紀基性-超基性侵入巖附近，該地區(qū)主要由片麻巖、混合巖和斜長角閃巖組成，而烏恰溝達板北為混合巖、混合片麻巖、片麻巖和變粒巖等(李天德等，1996;厲子龍等，2004)。

3 巖相學特征

本文的泥質和鎂鐵質麻粒巖均采自阿爾泰造山帶南緣的富蘊縣烏恰溝地區(qū)(圖1a，b)，泥質麻粒巖樣品包括LT11-47，LT12-35 和LT12-36 三個樣品，鎂鐵質麻粒巖樣品為LT12-02，各樣品的顯微照片及背散射照片見圖2。泥質麻粒巖主要礦物為石榴石+堇青石+黑云母+斜長石+石英+磁鐵礦+鈦鐵礦±斜方輝石±尖晶石±鉀長石，均不含夕線石。

LT11-47 為石榴石斜方二長堇青片麻巖，中細粒鱗片粒狀變晶結構，手標本呈暗灰色，弱片麻狀構造，礦物組合為石榴石(8% ～12%)+斜方輝石(8% ～12%)+堇青石(25%～30%)+黑云母(15% ～20%)+斜長石(15% ～20%)+鉀長石(15% ～20%)+石英(5% ～8%)+磁鐵礦(＜5%)+鈦鐵礦(＜5%)，為典型的泥質麻粒巖相礦物組合(圖2a)。石榴石不顯變斑晶，粒度為0.4 ～1.2mm，常包裹有黑云母、堇青石和磁鐵礦等早期礦物。其中，斜方輝石、堇青石、鉀長石和斜長石大小在0.2 ～0.8mm 之間。黑云母有的包裹在石榴石及堇青石中，自形程度較差，或為峰期前殘留礦物，有的穿插其他礦物，呈細條狀或針狀，可能為退變質階段礦物。

LT12-35 為石榴石二長堇青片麻巖，斑狀變晶結構，手標本呈暗灰色，塊狀構造，其礦物組合為石榴石(6% ～8%)+堇青石(18% ～25%)+ 黑云母(25% ～30%)+ 斜長石(20% ～25%)+鉀長石(10% ～15%)+石英(10% ～15%)+磁鐵礦(＜3%)+鈦鐵礦(＜3%)。石榴石呈變斑晶狀，大小為0.8 ～2.5mm，常包裹有黑云母、磁鐵礦和石英等峰期前礦物，其邊部發(fā)育有黑云母+堇青石+鉀長石等礦物(圖2b)。堇青石、黑云母、斜長石、鉀長石和石英等礦物組成基質，粒徑約為0.4 ～0.8mm。石榴石及基質礦物中均發(fā)育有黑云母包裹體。

LT12-36 為尖晶石斜長堇青片麻巖，斑狀變晶結構，具有明顯的混合巖外貌，出現(xiàn)很多淺色的脈體。礦物組合為石榴石(15% ～20%)+斜方輝石(5% ～8%)+尖晶石(15% ～20%)+堇青石(25% ～30%)+黑云母(15% ～20%)+斜長石(15% ～20%)+石英(＜5%)+磁鐵礦(＜5%)+鈦鐵礦(＜5%)(圖2c，d)，為典型的泥質麻粒巖相礦物組合。石榴石部分呈變斑晶狀，粒徑為0.8 ～1.5mm，另有部分小顆粒石榴石與斜方輝石、尖晶石、堇青石、斜長石和石英等礦物構成基質，大小為0.1 ～0.6mm。在石榴石核部包裹有黑云母、堇青石、尖晶石和鈦鐵礦等礦物，其邊部礦物主要為堇青石、黑云母、斜長石和石英。尖晶石呈自形或半自形顆粒集合體，主要以三種形式產出:部分包裹于石榴石中，部分位于石榴石邊部，還有一部分位于基質中的尖晶石具有堇青石冠狀體，尖晶石集合體中還包裹有堇青石和鈦鐵礦。黑云母自形程度較差，多呈水滴狀，可能不是峰期礦物。

有的尖晶石集合體具有堇青石冠狀體，其中還包裹有少量堇青石，推測二者應為峰期前的礦物，指示可能發(fā)生過變質反應:

石榴石+ 夕線石± 石英= 尖晶石+ 堇青石(Bindu，1997)

該反應是典型的低壓變質反應，并借此消耗了峰期前存在的少量夕線石。

LT12-02 為黑云母斜長二輝麻粒巖，手標本呈暗灰色，花崗變晶結構，塊狀構造。主要礦物組合為斜方輝石(20% ～25%)+單斜輝石(35% ～40%)+斜長石(30% ～40%)+黑云母(5% ～10%)+石英(5%)，另有少量鉀長石和角閃石(＜5%)，不透明礦物主要為鈦鐵礦和少量磁鐵礦(圖2e，f)。斜方輝石、單斜輝石和石英等粒狀礦物大小不一，中細粒均存在，粒徑變化于0.05 ～1.20mm 之間。黑云母自形程度較差，多數(shù)為港灣狀，大多在0.10mm 以下，存在于基質中或者以包裹體形式存在于其他礦物中。在斜方輝石中含有一些定向排列的富鈦角閃石和鈦鐵礦，斜長石、黑云母中普遍含有一些針狀磷灰石(圖2e 和f)，有時可見磷灰石同時切穿二者，表明磷灰石應是后期變質產物。不透明礦物以鈦鐵礦為主，主要包裹其他礦物中，粒徑通常小于0.20mm，少數(shù)存在于基質中的大顆粒鈦鐵礦粒徑可達0.40mm。

上述礦物組合，指示在進變質過程中可能發(fā)生過角閃石分解熔融反應:

角閃石+石英=斜方輝石+單斜輝石±斜長石+熔體(Pattison et al.，2003)。

圖2 阿爾泰泥質和鎂鐵質麻粒巖的顯微照片以及背散射照片(a)LT11-47，石榴子石與斜方輝石、堇青石、斜長石和磁鐵礦等;(b)LT12-35，石榴子石變斑晶附近的黑云母、堇青石和石英;(c)LT12-36，尖晶石周圍具有堇青石冠狀體，尖晶石中包裹有堇青石和鈦鐵礦;(d)LT12-36，靠近大的石榴石變斑晶的尖晶石，并且有的尖晶石被石榴子石包裹;(e)LT12-02，斜方輝石變斑晶與單斜輝石、斜長石、黑云母等共生，opx 中有鈦鐵礦和定向排列的角閃石;(f)LT12-02，鎂鐵質麻粒巖中出現(xiàn)鉀長石，并與單斜輝石、斜方輝石、黑云母和斜長石共生. 礦物縮寫:gt-石榴石;opx-斜方輝石;cpx-單斜輝石;cd-堇青石;sp-尖晶石;bt-黑云母;pl-斜長石;ksp-鉀長石;ilm-鈦鐵礦;mt-磁鐵礦;amph-角閃石;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 礦物化學

本文單礦物的電子探針數(shù)據由中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室的JXA-8100 型電子探針儀完成，其實驗條件為:加速電壓15kV，束流30nA，束斑1μm;大部分元素的分析時間為為10s，采樣ZAF 校正方法，各樣品主要礦物的電子探針數(shù)據見表1。

樣品LT11-47 中，石榴石主要是鐵鋁榴石-鎂鋁榴石-錳鋁榴石的固溶體，從核部向邊部成分變化為Alm64-65Pyr22-21

Grs2-3Sps12-13，說明受退變質階段成分再平衡影響，故不顯成分環(huán)帶。堇青石的Mg#值為68 左右，斜長石An 變化范圍為0.1 ～0.2。黑云母的XMg=0.3 ～0.4，TiO2含量為3.3% ～4.0%。斜方輝石的Al2O3含量較低，為2.3% ～2.6%，核部到邊部XMg幾乎無變化，約為0.3 ～0.4。

表1 阿爾泰泥質和鎂鐵質麻粒巖中主要礦物探針分析(wt%)Table 1 The EPMA analysis results of representative minerals in the metapelitic and mafic granulites in the Altay orogen (wt%)

樣品LT12-35 中，石榴石主要是鐵鋁榴石-鎂鋁榴石的固溶體，從核部向邊部成分變化為Alm67-70Pyr21-26Grs3-1Sps9-6，顯微弱的成分環(huán)帶。堇青石的Mg#值為53 左右，斜長石中XAn約為0.3。黑云母的XMg值約為0.5，TiO2含量為3.2%～3.7%。

樣品LT12-36 中，石榴石主要是鐵鋁榴石-鎂鋁榴石-錳鋁榴石的固溶體，從核部向邊部成分幾乎無變化，為Alm66-67Pyr20-17Grs2-3Sps12-14。堇青石的Mg#值變化范圍為64 ～67，基質中斜長石中XAn約為0.3，以包裹體形式存在于石榴石中的斜長石XAn較高，可達0.4 ～0.5。黑云母的XMg值約為0.5，TiO2含量約為3.9%。少量的斜方輝石主要為頑火輝石和鐵輝石，以貧鋁為特征，Al2O3含量變化于0.2% ～1.4%之間，發(fā)育有堇青石冠狀體的尖晶石，XMg約為0.2，包裹于石榴石中的尖晶石，XMg較高，可達0.4 左右。

樣品LT12-02 中，單斜輝石主要為普通輝石，其端元組分為Wo29-44En31-34Fs24-36，斜方輝石主要為頑火輝石和鐵輝石，F(xiàn)e2+/(Ca+Fe2++Mg)比值約為0.5，從核部到邊部幾乎無變化，Al2O3含量為2.2% ～2.5%?；|中的角閃石主要為鈣鎂閃石，而斜方輝石中包裹的角閃石多為鐵陽起石和透閃石，氟氯含量低，TiO2含量較高(～2.19%)，(Na+Ca)M4=～1.0。斜長石中鈣長石牌號較低，XAn為0.2 ～0.3。黑云母的XMg變化范圍為0.4 ～0.5。

5 P-T 計算及相平衡模擬

根據礦物巖相學分期以及礦物化學數(shù)據，我們首先使用傳統(tǒng)的礦物溫壓計對不同變質階段的變質作用P-T 條件進行計算。

泥質和鎂鐵質麻粒巖中往往保留了多個階段的礦物組合，經過大量的巖石學相平衡實驗，人們已經標定了許多適用于這兩大類巖石的溫壓計，因此我們在本文中首先采用了傳統(tǒng)地質溫壓計進行P-T 計算。傳統(tǒng)的溫壓計方法由于計算方便容易操作，故得到廣泛的應用，但是卻存在誤差較大和應用局限等問題。一些地質學家提出基于內部一致性熱力學數(shù)據庫的多相平衡礦物溫壓計，如利用Thermocalc 計算獨立變質反應(Powell and Holland，1994)。因此，我們除了采用傳統(tǒng)溫壓計計算之外，還基于熱力學數(shù)據庫tc-ds 55s(Holland and Powell，1998;November，2003 升 級)，采 用THERMOCALC 平均溫壓方法作為補充。

變質相圖方法主要是利用內洽性熱力學數(shù)據庫和有關的計算機軟件Thermocalc 等定量計算一系列相圖(Holland and Powell，1998)。P-T 視剖面圖表示對特定全巖成分的相平衡關系，表明了某一特定成分的巖石在P-T 空間內的不同礦物組合的穩(wěn)定范圍(Holland and Powell，1998)。借助變質相圖模擬，我們可以確定天然礦物組合的P-T 條件，解釋礦物包裹體和反應關系等，在P-T 視剖面圖上，可以定量計算出各種礦物成分、摩爾含量，從而對巖石的P-T 條件和P-T演化軌跡給出更好的限定。

Wang et al.(2009b)對阿勒泰市附近的泥質麻粒巖在簡單的KFMASH 體系下進行了相平衡模擬，雖限定了峰期變質條件為780 ～800℃/5 ～6kbar，但并沒有得到一條確切的P-T 軌跡，后來對夕線石片巖進行了NCKFMASHTO 體系下的相平衡模擬(Wang et al.，2014)，但是變質峰期溫度較低，未達到麻粒巖相，所以本文對于不含超高溫礦物組合的泥質麻粒巖樣品LT12-35 進行了視剖面圖模擬，以期得到一條合理的麻粒巖相變質作用的P-T 軌跡。已有學者對該區(qū)超高溫泥質麻粒巖進行了相平衡研究(Li et al.，2014;Tong et al.，2014b)，但是具有類似礦物組合和反應結構，但是不含夕線石的泥質高溫麻粒巖并沒有進行深入研究，所以本文挑選了含有Sp+Opx+Grt +Crd +Pl +Bi +Q 的泥質麻粒巖樣品LT12-36 進行了視剖面圖模擬。

5.1 礦物溫壓計計算

對于樣品LT11-47，我們采用采用了石榴石-斜方輝石的Fe-Mg-Al 交換溫壓計(Pattison et al.，2003)計算得到的峰期條件為794℃、4.8kbar;采用斜方輝石-黑云母溫度計(吳春明等，1999)在4kbar 時計算得到的溫度為791℃;采用石榴石-斜方輝石-斜長石-石英壓力計(Newton and Perkins，1982;Perkins and Chipera，1985)在790℃時計算得到的壓力為4.4～5.2kbar 范圍內，吻合性較好，可能代表了峰期的變質條件。采用石榴石-黑云母溫度計(Perchuk and Lavrentpeva，1983)在5kbar 計算得到的溫度為705℃，可能代表了退變質條件，通過石榴石-黑云母-斜長石-石英(GBPQ)地質溫壓計(Wu et al.，2004)計算得到的退變質條件為719℃、5.0kbar，應代表退變質階段的P-T 條件。

對于樣品LT12-35，峰期礦物組合為石榴石+堇青石+斜長石+鉀長石+黑云母+石英，通過石榴石-黑云母-斜長石-石英地質溫壓計(Wu et al.，2004)計算得到的退變質條件為573℃，2.2kbar，應代表退變質過程中的某個階段的P-T條件。對于LT12-36，峰期礦物組合為石榴石+斜方輝石+堇青石+斜長石+鉀長石+石英，通過石榴石-黑云母-斜長石-石英地質溫壓計(Wu et al.，2004)計算得到的退變質條件為670℃、3.2kbar，同樣代表退變質階段的P-T 條件。

對于鎂鐵質麻粒巖樣品LT12-02，基性麻粒巖組合不同于以往對該地區(qū)鎂鐵質麻粒巖的報道，礦物組合中出現(xiàn)了鉀長石，斜方輝石中有定向排列的角閃石和鈦鐵礦出溶。我們對相鄰的斜方輝石和單斜輝石礦物對的核部成分采用二輝石溫度計(Wood and Banno，1973;Wells，1977;Brey and K?hler，1990)，計算的峰期變質溫度除了Brey and K?hler(1990)計算結果較低外，其余的計算結果均為810 ～865℃，比厲子龍等(2004)所得的峰期溫度要高，明顯達到了麻粒巖相，而對于邊部成分采用二輝石溫度計所得計算結果為800～845℃(Wood and Banno，1973;Wells，1977)。對于鎂鐵質麻粒巖變質峰期的壓力條件尚無法精確限定，厲子龍等(2004)根據前人對全球麻粒巖的統(tǒng)計資料認為阿爾泰鎂鐵質麻粒巖的壓力大概為6 ～7kbar，但是對于接觸變質作用，其壓力可顯著低于6 ～7kbar，斜方輝石+單斜輝石+斜長石+石英被認為是典型的中低壓麻粒巖礦物組合，結合本區(qū)鎂鐵質麻粒巖的產出環(huán)境，我們認為鎂鐵質麻粒巖的峰期條件很可能落在中低壓麻粒巖相范圍。我們采用角閃石單礦物地質溫壓計對退變質階段的P-T 條件進行了計算，得到的溫壓條件為588℃、1.7 ～2.8kbar(Gerya et al.，1997;Hollister et al.，1987;Johnson and Rutherford，1989;Anderson and Smith，1995)，與厲子龍等(2004)所得到的角閃巖相退變質條件接近。

5.2 變質相圖模擬

本文的P-T 視剖面圖模擬采用了Thermocalc 3.33 程序(Powell and Holland，1998)和ds-55s 數(shù)據庫(Powell and Holland，1998;November，2003 升 級)。利 用 經 典 的KFMASH 體系可以模擬麻粒巖相泥質巖基本的的相平衡關系(Wei et al.，2004)，加入Na2O 和CaO 后可以引入斜長石和一個更加符合實際的硅酸鹽熔體模型(White et al.，2007)，所以本文在NCKFMASH 體系下對LT12-35 樣品進行了相平衡模擬。但是對于樣品LT12-36，出現(xiàn)了尖晶石以及鈦鐵礦等不透明礦物，需要考慮Fe3+和Ti 的影響，因此對該樣品所采用的模式體系為NCKFMASHTO 體系。

樣品LT12-35 視剖面圖計算所采用的礦物活度模型分別為石榴石(g;White et al.，2007)、斜方輝石(opx;Powell and Holland，1999)、堇青石(cd;Holland and Powell，1998)、黑云母(bi;White et al.，2007)、斜長石和鉀長石(pl，ksp;Holland and Powell，2003)、硅酸鹽熔體(liq;White et al.，2007)，水、石英、鋁硅酸鹽礦物為純相。LT12-36 視剖面圖計算所采用的礦物活度模型為斜方輝石(opx;White et al.，2002)、尖晶石(sp;White et al.，2002)、鈦鐵礦(ilm;White et al.，2000)、磁鐵礦(mt;White et al.，2000)，其余與樣品LT12-36 所采用的礦物活度模型一致。

全巖成分主要基于全巖主量測試，并參考了T-X(H2O)和T-X(O)視剖面圖而確定。圖3a 為樣品LT12-35 在NCKFMASH 體系下的P-T 視剖面圖，所采用的全巖成分為H2O =5mol%，SiO2=62.02mol%，Al2O3=11.71mol%，CaO= 0.58mol%，MgO = 8.78mol%，F(xiàn)eO = 7.68mol%，K2O =3.07mol%，Na2O=1.68mol%。樣品中觀測的峰期礦物組合g+cd+bi+ksp+pl+liq +q 占據了相圖左側一個狹窄的區(qū)域，約束的峰期條件為770 ～820℃、4.8 ～7.8kbar，所測石榴子石核部x(g)=Fe/(Fe+Mg)=0.72，落在g+cd+bi+pl+ksp+liq+q 三變區(qū)間的低壓部分，能很好限定溫度在760 ～780℃范圍內，但是卻不能很好地限制出一個壓力條件，因此我們采用了Thermocalc 平均溫壓計算方法求解其平均壓力(Powell and Holland，1994)，在該溫度范圍內對其求解壓力為5.1 ～5.2kbar，置信度95%范圍內計算的平均壓力落在這個范圍內，其平均壓力為5.1kbar，代表了近似峰期的條件。

圖3 阿爾泰泥質麻粒巖的P-T 視剖面圖(a)LT12-35 在NCKFMASH(+ksp)體系下的視剖面圖，峰期礦物組合g+cd+bi+ksp +pl +liq +q 占據了相圖左側一個狹窄的區(qū)域，約束的峰期條件為770 ～820℃、4.8 ～7.8kbar. 虛線代表摩爾分數(shù)等值線x(g)=Fe2+ /(Fe2+ +Mg)，能夠給出一個更好地約束;(b)LT12-36 在NCKFMASHTO(+ cd + ksp + pl + liq+ilm)體系下的視剖面圖，峰期礦物組合大致落在靠近相圖中心的位置，溫壓范圍為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

圖3b 為LT12-36 在NCKFMASHTO 體系下的P-T 視剖面圖，所采用的全巖成分為H2O = 3.5mol%，SiO2=64.46mol%，Al2O3= 13.87mol%，CaO = 2.13mol%，MgO =3.30mol%，F(xiàn)eO = 5.94mol%，Na2O = 3.64mol%，K2O =1.85mol%，TiO2=0.60mol%，O =0.16mol%。所觀測到的g+opx+cd+ pl +liq +q +mt +ilm 礦物組合，在視剖面圖中落在一個狹窄的四變度區(qū)間，峰期P-T 條件為790 ～840℃、3.0 ～3.5kbar，而該區(qū)域中的石榴石成分等值線與實際測量的礦物成分等值線不能很好匹配，說明在退變質過程中受到了Fe-Mg 再平衡的影響。

6 討論

6.1 變質作用的P-T 軌跡及其構造背景

本文通過詳細的巖相學觀察，大量的礦物溫壓計計算以及視剖面圖模擬，對新疆富蘊縣烏恰溝地區(qū)具有不同礦物組合的高溫泥質和鎂鐵質麻粒巖進行了深入研究，確定了一系列具有不同變質峰期的泥質和鎂鐵質麻粒巖(圖4)。

本文對泥質麻粒巖樣品LT11-47 計算得到的峰期條件為791 ～794℃、4.4 ～5.2kbar，退變質條件為719℃、5.0kbar，說明其在變質峰期后經歷了近等壓冷卻(IBC)的P-T 軌跡。樣品LT12-35，P-T 估算結果表明其峰期變質條件為～5.1kbar 和760 ～770℃。樣品LT12-36 中的斜方輝石Al2O3為0.2% ～1.4%，明顯不同于超高溫泥質麻粒巖中斜方輝石的高鋁成分(8.7% ～9.8%)(仝來喜等，2013;Li et al.，2010，2014)，其溫壓計算和相平衡模擬結果也表明本樣品峰期為3.0 ～3.5kbar 和790 ～840℃，未達到超高溫條件。

鎂鐵質麻粒巖樣品LT12-02，礦物組合為斜方輝石+單斜輝石+黑云母+斜長石+石英+磁鐵礦，利用二輝石溫度計計算的峰期條件為800 ～860℃，變質時代為270Ma(仝來喜，未發(fā)表資料)，與之前報道的泥質和鎂鐵質麻粒巖以及泥質超高溫麻粒巖的年齡一致(陳漢林等，2006;Wang et al.，2009b;仝來喜等，2013;Li et al.，2014)，故代表同期變質事件。退變質階段的P-T 條件為588℃、1.7 ～2.8kbar，與厲子龍等(2004)所得到的角閃巖相退變質條件接近。

圖4 阿爾泰泥質及鎂鐵質麻粒巖的P-T 軌跡根據視剖面圖模擬以及溫壓計計算所得到的阿爾泰高溫麻粒巖的P-T 軌跡，并與Tong et al. (2014b)和Li et al. (2014)通過對超高溫泥質麻粒巖研究所所得到的P-T 軌跡進行對比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

如圖4 所示，我們得到烏恰溝地區(qū)高溫泥質和鎂鐵質麻粒巖峰期后的兩類P-T 軌跡，樣品LT11-47 和樣品LT12-36反映了峰期后近等壓冷卻(IBC)的一段P-T 演化軌跡，而樣品LT12-35 和樣品LT12-02 反映了峰期后減壓冷卻的一段P-T 演化軌跡。雖然峰期前的P-T 軌跡尚無法精確限定，但是本文仍通過對泥質麻粒巖的研究得到兩條峰期后近等溫降壓(IBC)的P-T 演化過程，阿勒泰大喀拉蘇以及烏恰溝地區(qū)超高溫泥質麻粒巖也在峰期后經歷了一段近等壓冷卻(IBC)的P-T 演化歷史(Tong et al.，2014a，b;Li et al.，2014)，而這種IBC 過程通常與逆時針P-T 演化軌跡相對應。LT12-35 和LT12-02 峰期后減壓冷卻過程可能是由于高溫泥質和鎂鐵質麻粒巖未充分冷卻便開始折返，導致峰期后的近等壓冷卻(IBC)過程未能有效記錄。結合之前關于阿爾泰超高溫麻粒巖的報道和研究(仝來喜等，2013;Tong et al.，2014a，b;Li et al.，2014)，反映了阿爾泰二疊紀變質事件整體上發(fā)生于一個伸展的大地構造背景之下，而此伸展背景或與二疊紀地幔柱活動有關(仝來喜等，2011，2013;Tong et al.，2014a，b;Wang et al.，2014)。

6.2 阿爾泰晚古生代變質事件與塔里木地幔柱活動的成因聯(lián)系

本區(qū)中-低壓高溫泥質和鎂鐵質麻粒巖以及片麻巖的變質年齡與該造山帶超高溫麻粒巖變質作用的時間基本一致，應為同期變質事件。對該區(qū)域麻粒巖和片巖、片麻巖的鋯石以及獨居石定年結果支持高溫變質事件發(fā)生于二疊紀，時間為270 ～293Ma 之間(鄭常青等，2005;胡靄琴等，2006;Zheng et al.，2007;Wang et al.，2009b;仝來喜等，2013)。但是關于二疊紀變質事件的成因尚存在不同認識，如阿爾泰造山帶在二疊紀發(fā)生洋殼的俯沖和板塊碰撞，從而導致麻粒巖高溫或超高溫變質作用(Li et al.，2004;Chen et al.，2006)，或二疊紀麻粒巖相變質作用的發(fā)生與造山后的拆沉及軟流圈上涌有關(Li et al.，2014)，或存在二疊紀地幔柱事件(Pirajno et al.，2008;Zhang et al.，2010，2012;Wang et al.，2014;仝來喜等，2013;Tong et al.，2014a，b)。

阿爾泰造山帶大量的年代學數(shù)據表明該區(qū)在二疊紀經歷了一次重要的高級構造變質熱事件(肖文交等，2006;Xiao et al.，2008)。巖漿作用的產物，包括二疊紀玄武巖、基性-超基性侵入體和A 型花崗巖，在阿爾泰造山帶廣泛分布(Zhang et al.，2010)。在阿爾泰造山帶發(fā)育大量的鈣堿性和堿性花崗巖，為典型的后造山類型，時代為二疊紀(Han et al.，1999;王濤等，2005)。阿爾泰南緣發(fā)育很多巖脈(Tang et al.，2012;沈曉明等，2013)，例如富蘊以西酸性巖脈群的年齡為277 ～286Ma(宮紅良等，2007)。此外，烏恰溝地區(qū)發(fā)育有大量的鎂鐵質侵入巖(巖脈或小巖體)，形成于257Ma(陳立輝和韓寶福，2006)，喀拉通克含Cu-Ni-PGE 硫化物基性-超基性雜巖的年齡為287Ma(Han et al.，2004)，阿勒泰輝長巖的年齡為281Ma(童英等，2006)。這些年代學上的耦合性表明阿爾泰造山帶在晚古生代經歷的不止是一期變質事件，同時也是一期重要的巖漿事件。

該構造巖漿熱事件與新疆二疊紀塔里木地幔柱活動的時間(～275Ma)高度一致(Zhang et al.，2010)，該區(qū)中-低壓高溫泥質和鎂鐵質麻粒巖以及超高溫泥質麻粒巖均位于巖漿侵入體附近，而微量元素研究表明烏恰溝地區(qū)的基性侵入體具有幔源特征(陳立輝和韓寶福，2006)，因此，阿爾泰超高溫變質事件可能與二疊紀塔里木地幔柱活動引起的巖漿底侵和下地殼伸展加熱密切相關(仝來喜等，2013;Tong et al.，2014a，b)，并且通過對已有的一些超高溫變質事件的認識，Guo et al.(2012)提出對于特定全巖成分的巖石，在靠近高溫侵入體的位置可以發(fā)生超高溫變質作用。結合其峰期后近等壓冷卻(IBC)的P-T 演化軌跡，野外產狀以及溫壓計算，我們認為幔源巖漿底墊加熱和后造山的伸展導致的同時代侵入體提供了阿爾泰南緣高溫-超高溫變質作用所需的熱源。

通過對阿勒泰大喀拉蘇地區(qū)超高溫麻粒巖和中-低壓高溫麻粒巖詳細的野外觀察，Tong et al.(2014a)認為超高溫變泥質麻粒巖可能通過后期剪切構造作用就位于中-低壓高溫泥質麻粒巖之中，本文的溫壓計算結果支持這一推測，本文報道的泥質和鎂鐵質麻粒巖壓力明顯低于此前報道的泥質超高溫麻粒巖(仝來喜等，2013;Li et al.，2014)。此外，本文所選用的樣品以及之前報道的烏恰溝和阿勒泰大喀拉蘇附近的超高溫麻粒巖均采自額爾齊斯斷裂帶附近，一般把該斷裂帶視為早-中古生代的俯沖帶位置(Xiao et al.，2004;Han et al.，2010;Zhang et al.，2012)，但在晚古生代(290 ～280Ma)，該帶經歷了大范圍左旋變形(Laurent-Charvet et al.，2003;Zhang et al.，2012)，該構造事件極有可能和基性及酸性巖漿的侵入以及高溫-超高溫變質作用的發(fā)生有著一定的聯(lián)系。

所以，我們認為在晚古生代塔里木地幔柱流沿著塔里木邊緣的構造薄弱帶(額爾齊斯斷裂帶)遷移，導致深源巖漿的侵入以及地幔巖石圈的減薄，并提供重要熱源導致上覆地殼的快速加熱，從而形成同時期大量的A 型花崗巖侵入體和巖脈，同時作為熱源導致該區(qū)高溫-超高溫麻粒巖相變質作用的發(fā)生，并與該區(qū)域內廣泛出現(xiàn)的片巖、片麻巖和斜長角閃巖有密切的成因聯(lián)系。高溫泥質和鎂鐵質麻粒巖以及超高溫泥質麻粒巖的變質年齡、大量基性和酸性侵入體的形成年齡與塔里木地幔柱活動的時代高度吻合，高溫-超高溫麻粒巖均位于額爾齊斯斷裂帶附近并靠近幔源基性侵入體，該區(qū)域內廣泛出現(xiàn)多個熱穹窿，高溫-超高溫麻粒巖相變質作用峰期變質條件以及P-T 軌跡，均支持這一結論。

7 結論

本文通過對中國阿爾泰造山帶南緣的富蘊縣烏恰溝地區(qū)的泥質和鎂鐵質麻粒巖進行詳細的巖相學觀察，采用傳統(tǒng)溫壓計和平均溫壓計算方法，結合變質相平衡模擬，確定了其高溫變質作用的峰期條件，并建立了峰期后的P-T 演化軌跡。綜合已有的變質年代學資料以及該區(qū)超高溫泥質麻粒巖的研究結果，我們得到以下認識:

(1)本文確定了具有不同礦物組合的泥質和鎂鐵質麻粒巖的峰期(770 ～865℃、3.0 ～5.1kbar)以及退變質條件，得到了兩條峰期后近等壓冷卻的P-T 軌跡，與對阿勒泰大喀拉蘇超高溫泥質麻粒巖的研究結果相一致(仝來喜等，2013;Tong et al.，2014a，b)。這種峰期后近等壓冷卻(IBC)的PT 軌跡通常與伸展的大地構造背景相對應。

(2)阿爾泰造山帶在晚古生代發(fā)生了一次重要的構造巖漿熱事件，時代為二疊紀。該區(qū)的超高溫-高溫麻粒巖以及廣泛出現(xiàn)的片麻巖年齡(270 ～280Ma)與塔里木地幔柱活動導致的后造山幔源侵入體的時間高度吻合，暗示塔里木地幔柱活動引起的幔源巖漿底墊，加熱和后造山的伸展導致的同時代侵入體提供了阿爾泰南緣二疊紀變質作用發(fā)生所需要的熱源。

致謝 電子探針分析得到廣州地化所同位素地球化學國家重點實驗室電子探針實驗室陳林麗工程師的幫助;審稿人給出了非常有益的建設性修改意見;作者在此一并表示誠摯的感謝。

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